Д.М.Печерский…

Палеомагнитология, петромагнитология и геология

Словарь-справочник для соседей по специальности

Введение

А Б В Г Д Е Ж З И К Л М Н О П Р С Т У Ф Х Ц Ч Ш Щ Э Я

Литература

Введение

"Чтобы понять Сервантеса, нужно знать... испанский язык"

Гейне, поэт

Развитие науки характеризуется двумя закономерными диалектически противоречивыми тенденциями: с одной стороны, дробление, специализация, сужение научных направлений и существенный рост знаний, информации в каждом узком и все более сужающемся направлении; возникновение новых более узких направлений чаще всего происходит "на стыке" соседствующих уже существующих наук или научных направлений; с другой стороны, чем более узки научные направления, тем шире требуется для них научная база, их фундамент распространяется далеко за пределы не только ближайших научных направлений, но и крупных отраслей науки, что должно привести к бесконечному дроблению научных направлений с бесконечно узкой специализацией, научные фундаменты которых должны различаться на бесконечно малую величину, т.е. в пределе должна образоваться единая наука... А пока этот революционный скачок в развитии науки не произошел, все более узкие специалисты, работающие во все более узких научных направлениях, во все большей степени перестают понимать своих соседей по науке. Одна из причин этого в том, что специалисты в каждом таком узком направлении стараются создать для удобства свой язык, нередко при этом придают уже принятым ранее терминам и понятиям свое толкование. Последнее еще более усложняет жизнь.

Ярким примером современных "cтыковых" наук являются палеомагнитология и петромагнитология. Будучи разделами геомагнитологии (учение о геомагнетизме) и развиваясь на стыке геологии, геофизики, физики, химии, они, в свою очередь "дробятся" на такие научные направления, как магнитостратиграфия, магнитотектоника и др. (палеомагнитология); магнитоминералогия, магнитопетрология, магнитолитология и др. (петромагнитология). Ученые, специализирующиеся в отдельных направлениях палеомагнитологии и петромагнитологии перестают понимать друг друга из-за усиливающейся "специализации" языка. Чтобы устранить по возможности эти проблемы и максимально облегчить жизнь читателю, предлагается настоящий словарь-справочник, являющийся дополненным и «осовремененным» изданием «Петромагнетизм и палеомагнетизм» (Печерский, 1985). Цель настоящего издания – помочь физикам-палеомагнитологам и петромагнитологам понимать друг друга и геологов, а геологам – понимать суть петромагнетизма и палеомагнетизма, и понимать, что написано в палеомагнитных и петромагнитных статьях; упростить жизнь студентам-геологам и геофизикам. Другая, не менее важная задача – попытка унифицировать терминологию, устранить по возможности многозначность и другие недостатки существующей в данной области терминологии.

Кроме общих сведений из петромагнитологии и палеомагнитологии, описываются широко используемые петромагнитные характеристики, их геологическая информативность, применяемые методы обработки и обобщения палеомагнитных данных. Из геологических терминов включены те, которые, по мнению составителей, имеют непосредственное отношение к палеомагнитологии и петромагнитологии, процессам образования магнитных минералов и их намагниченности. Так, например, вставлен ряд терминов из тектоники; помимо магнитных минералов, включены многие железосодержащие минералы как возможные продукты преобразования и возможные источники новообразования магнитных минералов.

При составлении словаря возникло немало трудностей. Так, многие геологические термины неоднозначны; в геофизической литературе термин «ферромагнетизм» обычно используется двояко: в общем смысле всех видов магнитного упорядочения и его частного случая – собственно ферромагнетизма. Предлагается этот термин использовать только в последнем смысле. Как обозначение общего понятия мы используем термин «магнитное упорядочение» и материалы, обладающие таким свойством, называем магнитноупорядоченными или короче магнитными и магнетиками. Такие термины, как геомагнетизм, палеомагнетизм и т.п. обычно используются и как обозначение явления и как обозначение науки или научного направления, метода. Этим терминам оставлено первое значение, т.е. обозначение явления. Науку, занимающуюся исследованием геомагнетизма предлагается называть геомагнитологией, а ее разделы, посвященные петромагнетизму и палеомагнетизму, соответственно, названы петромагнитология и палеомагнитология (по А.Н.Храмову). Наряду с общепринятыми в настоящее время терминами прикладной палеомагнитологии (магнитостратиграфия) и прикладной петромагнитологии (магнитоминералогия) вводятся по аналогии термины магнитотектоника, магнитопетрология, магнитолитология. Многословный неудобный термин «магнетизм горных пород» заменен на петромагнетизм. Как назвать специалистов, занимающихся магнетизмом горных пород? А тех кто занимается петромагнетизмом – пожалуйста – петромагнитологи.

Естественно, предлагаемый словарь-справочник во многих случаях не дает точного или полного ответа, конкретных величин, он лишь указывает путь дальнейшего поиска для получения более полного ответа, более полного понимания того или иного понятия, явления, главное же – это именно настольная книга для соседей по специальности, позволяющая быстро разобраться геологу при чтении палеомагнитной статьи в жаргоне палеомагнитологов, а палеомагнитологу или петромагнитологу – при чтении геологической статьи, в свою очередь и петромагнитологу поможет «сориентироваться» при чтении палеомагнитной статьи и наоборот, т.к. и они уже туго понимают друг друга.

Основная информация взята из (см. список литературы), под общими физическими, геологическими терминами ссылки не даются, они взяты из таких источников как Физический энциклопедический словарь, геологический словарь и т.п. В случае, более частных понятий и терминов, ссылки на авторов даются под статьями словаря, если же термины разбираются подробнее (т.е. им дается авторская оценка) или их объяснения предлагаются авторами, они отмечены *.

А

назад

АБРАЗИЯ – процесс механического разрушения волнами и течениями коренных горных пород.

АБСОЛЮТНОЕ НУЛЕВОЕ СОСТОЯНИЕ (АНС) – размагниченное состояние магнитного вещества, полученное охлаждением от его точки Кюри до некоторой температуры (чаще всего до комнатной) в отсутствие внешнего постоянного магнитного поля.

АБСОРБЦИЯ – объемное поглощение вещества из раствора или газа твердым телом или жидкостью.

АВГИТ – минерал группы моноклинных пироксенов, типичны примеси Ni, Fe. Обычен в основных, реже ультраосновных магматических породах, редко – в метаморфических. Для основных и щелочных пород типичен титанавгит, для железистых габбро – ферроавгит.

АВТОБРЕКЧИЯ – вулканическая порода брекчиевой текстуры, возникшая в результате раздробления застывшей части лавового потока и последующей цементации этих обломков той же лавой. По тесту галек Грэхема автобрекчии должны четко отличаться от «холодных» брекчий нехаотическим распределением направлений естественной остаточной намагниченности или первичной ее компоненты, совпадающих с таковыми у вмещающей обломки лавы.

АВТОМЕТАМОРФИЗМ – группа процессов, происходящих в период застывания магмы и становления магматической породы. Обусловлен изменением Р-Т и др. условий в процессе кристаллизации породы, воздействием остаточного расплава, летучих веществ и гидротермальных растворов на затвердевшие участки. Сюда относятся процессы альбитизации и амфиболизации основных пород, грейзенизации, пропилитизации, и др. Собственно магматический автометаморфизм происходит выше 600°С, пневматолитовый – при 600-375°С, гидротермальный – ниже 375°С. Разные условия автометаморфизма отражаются в различии магнитных свойств пород.

АВТОМЕТАСОМАТОЗ – метасоматическое преобразование пород, связанное с процессами автометаморфизма. См. метасоматоз.

АВТОХТОН – участок земной коры, залегающий под надвинутым на него тектоническим покровом – аллохтоном.

АГЛОМЕРАТ – рыхлые скопления обычно неокатанного крупнообломочного материала вулканического и осадочного происхождения.

АДАМЕЛЛИТ – гранитоидная порода, промежуточная между гранитом и гранодиоритом.

АДИАБАТИЧЕСКИЙ ПРОЦЕСС – термодинамический процесс без теплообмена с окружающей средой.

АДСОРБЦИЯ – концентрирование веществ из раствора или газа на поверхности твердого тела или жидкости.

АЗИМУТ ПАДЕНИЯ – угол между меридианом, на котором находится точка наблюдения, и линией падения пласта или любой другой поверхности (плоскости) геологического тела. См. элементы залегания пород.

АКАГЕНИТ – минерал, гидроокисел железа β-FeOOH, тетрагональный. В ассоциации с гётитом и сульфатами железа часто образуется по пирротину в зоне выветривания.

АКМИТ – минерал, моноклинный пироксен, близкий эгирину, в котором часть Fe³⁺ замещена Fe²⁺, Ti, Al. В железосодержащих сланцах, роговиках, кварцитах.

АКТИВАЦИОННЫЙ АНАЛИЗ – метод количественного определения состава вещества путем его получения в потоке элементарных частиц или ядер и последующего измерения наведенной радиоактивности исследуемого материала. Метод высокочувствительный на все элементы, не требует особой предварительной обработки образца. При активации в потоке нейтронов содержание железа и многих других элементов определяются с чувствительностью 10^-5 – 10^-6 г, а редких земель – 10^-10 – 10^-11 г.

АКТИВНОСТЬ – термодинамическая величина, играющая роль эффективной концентрации. При введении этой величины реальные системы, состоящие из взаимодействующих частиц, описываются уравнениями такого же вида, как и идеальные системы, состоящие из невзаимодействующих частиц. Коэффициент активности (отношение активности компонента системы к его концентрации) определяется экспериментально.

АКТИВНЫЕ ОКРАИНЫ КОНТИНЕНТОВ – краевые зоны континентов, приуроченные к границам сближения плит. Характеризуются континентальными вулканоплутоническими сериями, включающими наземные вулканические толщи известково-щелочного и щелочного состава, а также интрузивы комагматичных им гранодиоритов, гранитов и щелочных пород. Среди вулканитов большое место занимают кислые разности. Зоны столкновения окраин континентов с островными дугами маркируются формированием складчатых поясов и протяженных гранитоидных батолитов. Характерны зоны высокотемпературного метаморфизма.

Магматические и метаморфические породы таких поясов характеризуются низкой намагниченностью, т.е. низкой концентрацией магнитных минералов. Магнитотектонические исследования позволяют количественно оценить повороты и деформации блоков в зонах активных окраин континентов. См. тектоника плит, деструктивные границы плит.

АКТИНОЛИТ – минерал, моноклинный амфибол, промежуточный член ряда тремолит-ферроактинолит. Наиболее широко распространен в основных породах низкой-средней ступени метаморфизма.

АКЦЕССОРНЫЕ МИНЕРАЛЫ – минералы, составляющие незначительную часть объема горной породы; они часто несут очень ценную информацию как индикаторы условий образования пород и др.

В большинстве пород магнитные минералы являются акцессорными, они – важный источник информации о древнем геомагнитном поле, об условиях образования и преобразования различных горных пород.

АЛЕВРИТ – рыхлая мелкообломочная осадочная порода, состоящая преимущественно из зерен размером 10-100 мкм.

АЛЕВРОЛИТ – сцементированный алеврит.

АЛЛОТИГЕННЫЕ МИНЕРАЛЫ – минералы, образовавшиеся ранее горной породы, в которой они находятся, принесенные извне. Обычные компоненты осадочных пород, терригенных и вулканогенных. Аллотигенные минералы в осадках являются носителями ориентационной остаточной намагниченности. См. магнитные минералы осадков и осадочных пород.

АЛЛОХТОН – пластина (пачка, блок) горных пород, тектонически перемещенная от места своего первоначального образования. Главная часть структуры тектонических покровов.

АЛЛЮВИЙ – отложения, формирующиеся постоянными водными потоками в речных долинах.

АЛЬМАНДИН – минерал группы гранатов, Fe₃Al₂(SiO₄)₃; крайний член серии твердых растворов пироп-альмандин-спессартин. Типичный минерал регионально метаморфизованных пород от средней до высокой ступени метаморфизма; в скарнах. Изменяется в хлорит, эпидот, амфибол и гематит.

АЛЯСКИТ – существенно калиевый гранит, не содержащий цветных минералов.

АМОРФНОЕ СОСТОЯНИЕ – состояние твердого вещества, у которого отсутствует строгая периодичность, присущая кристаллам (дальний порядок). Из-за меньшей упорядоченности аморфные вещества при тех же Р-Т имеют больший объем и большую внутреннюю энергию, чем кристаллы. Аморфные материалы термодинамически нестабильны.

АМФИБОЛИЗАЦИЯ – процесс превращения пироксенов и других минералов в амфиболы, типичен для всех пород, подвергшихся метаморфизму средней ступени.

АМФИБОЛИТ – метаморфическая полнокристаллическая порода, состоящая главным образом из амфиболов.

АМФИБОЛИТИЗАЦИЯ – превращение горной породы в амфиболит в результате ее регионального метаморфизма.

АМФИБОЛЫ – большая группа минералов – водных силикатов. Общая формула X_2-3Y₅Z₈O₂₂(OH)₂, где X – Ca, Na, K, Mn, Mg, Fe²⁺; Y – Mg, Fe²⁺, Fe³⁺, Ti, Al, Mn, Ca; Z – Si, Al. Широко распространены во многих магматических и метаморфических породах.

АНАТЕКСИС – ультраметаморфический процесс, ведущий к расплавлению (переплавлению) на месте горных пород, ранее не проходивших стадию расплава. Термин перекрывается с термином палингенез.

АНАЭРОБНЫЕ ОРГАНИЗМЫ – микроорганизмы, развивающиеся без доступа свободного кислорода и черпающие необходимый для деятельности кислород из органических или минеральных кислородных соединений.

АНДЕЗИТ – вулканическая порода среднего состава, обычно состоящая существенно из плагиоклаза и цветных минералов (пироксен, амфибол, биотит, авгит).

АНДРАДИТ – минерал из группы гранатов, Ca₃Fe₂(SiO₄)₃. Типичный представитель термически метаморфизованных карбонатных пород (известняков и др.), в скарнах часто в ассоциации с геденбергитом и магнетитом; в гидротермально измененных габбро и гипербазитах.

АНИЗОТРОПИЯ – зависимость любых свойств вещества от направления. Количественно анизотропия оценивается как отношение максимального значения измеряемой характеристики к минимальному. Макроскопическая анизотропия связана с формой геологических тел, микроскопическая с ориентированными удлиненными (линейная анизотропия) или уплощенными (плоскостная анизотропия) зернами.

См. магнитная анизотропия.

АНКЕРИТ – минерал, Ca(Fe,Mg)(CO₃)₂; член ряда доломит-анкерит с содержанием железа больше магния. Встречается в гидротермальных месторождениях сульфидных и сидеритовых руд, в измененных основных и ультраосновных породах.

АННИТ – чисто железистый биотит. Образуется в зонах относительно низкой летучести кислорода, в пегматитах.

АНОМАЛИЙНАЯ ШКАЛА ГЕОМАГНИТНОЙ ПОЛЯРНОСТИ – шкала геомагнитной полярности, построенная по сочетанию данных о скорости спрединга и пространственного распределения океанских линейных магнитных аномалий. Датировка аномалий: а) радиологическая – по возрасту базальтов под аномалиями, б) биостратиграфическая – по возрасту осадков, покрывающих базальты, в) сопоставление последовательности линейных аномалий с надежной магнитохронологической шкалой (годится для интервала последних 5 млн. лет); г) оценка возраста аномалий по экстраполяции или интерполяции постоянной скорости спрединга. Аномалийная шкала «наиболее непрерывная» запись поведения геомагнитного поля, но из-за малой скорости спрединга и большого расстояния съемки от дна океана запись сглаживается, теряются мелкие детали, как короткие субзоны и другие палеомагнитные аномалии. Аномалийная шкала ограничена возрастом дна океана, около 170 Ма.

См. шкала геомагнитной полярности.

АНОМАЛЬНОЕ МАГНИТНОЕ ПОЛЕ (МАГНИТНЫЕ АНОМАЛИИ) – векторная разность между реально существующим на поверхности Земли и нормальным полями. Магнитное поле на поверхности Земли имеет сложную структуру: характерные размеры элементов этой структуры различаются на несколько порядков, от первых метров до тысяч километров. В пространственном спектре геомагнитного поля существует минимум между 400 и 4000км, разделяющий два главных источника поля: аномальная часть – литосфера ("магнитная" природа) и нормальное поле, включая мировые аномалии – ядро ("электротоковая" природа), т.е. магнитные аномалии – это отклонения от главного магнитного поля Земли, обусловленные источниками в литосфере и связанные главным образом с распределением магнитных минералов в литосфере и их намагниченностью. Магнитные аномалии в зависимости от их размера и глубины источника условно делятся на региональные и локальные. Разделение геомагнитного поля на аномальное и нормальное также условно и зависит от задачи. Ценность измерения и изучения аномального магнитного поля, как и других геофизических полей – в получении телеинформации о строении верхней части литосферы, прежде всего земной коры. Получаемая телеинформация однако весьма узкая – только о намагниченности среды, без дополнительной информации невозможно однозначно привязать аномальный эффект к конкретному объекту.

Региональные аномалии. Протяженность региональных аномалий составляет десятки и сотни километров, их интенсивность, как правило, на порядок меньше интенсивности мировых аномалий, но градиент интенсивности может достигать десятков и сотен нТ на километр, что на 2-3 порядка выше, чем у мировых аномалий. Региональные аномалии отражают строение земной коры и особенности магнитных свойств слагающих ее пород. Интенсивность аномалий определяется магнитной восприимчивостью и естественной остаточной намагниченностью горных пород, а также глубиной залегания магнитных пород. Направление магнитного поля Земли в любой точке на поверхности Земли составляет определенный угол с вертикалью, под таким же углом будет направлена намагниченность породы в современном магнитном поле, что скажется соответствующим образом на конфигурации аномального магнитного поля. Кроме того, ряд причин – остаточная намагниченность, образовавшаяся в древнем поле, направление которого отличалось от современного, размагничивающий фактор в случае сильно магнитных пород, анизотропия магнитной восприимчивости – могут привести к тому, что реальная магнитная аномалия будет отличаться от расчетной для однородно намагниченного тела. Это добавляет трудности при интерпретации аномального поля, т.е. определении глубины залегания, размеров и намагниченности залегающего тела, задачи, которая как известно из теории потенциала, и в простом случае не имеет однозначного решения. Изучение магнитных характеристик пород, слагающих район аномалии – их восприимчивости и естественной остаточной намагниченности, а также их возраста, по которому, основываясь на палеомагнитных данных, можно судить о направлении остаточной намагниченности – позволяет приблизить интерпретацию к реальной картине размещения залегающих тел. Конечным итогом изучения и интерпретации региональных магнитных аномалий является создание магнитной модели коры данного региона или коры данного типа (см. петромагнитная модель литосферы).

Локальные аномалии в принципе не отличаются от региональных. Граница между ними условна. К локальным аномалиям обычно относят аномалии протяженностью от метров до первых десятков километров. Они выделяются на фоне сглаженного регионального поля, их источники расположены на сравнительно небольших глубинах и этим определяется их практическая значимость. Интенсивность локальных аномалий может быть самой различной от значений, превышающих 10000 нТ, в случае магнетитовых руд до десятков нТ в случае осадочной толщи. Последние играют существенную роль при разведке на нефть и на газ. Наиболее сильная положительная магнитная аномалия – Курская- связана с железистыми кварцитами. Ее интенсивность вдвое превышает нормальное поле района. Отрицательные магнитные аномалии обусловлены обычно остаточной намагниченностью пород обратной полярности, т.е. имеющей "обратное" (по отношению к современному полю) направление.

Аномальное магнитное поле океанов резко отличается от региональных аномалий континентов своей линейной упорядоченностью. Линейные аномалии являются основной частью аномального поля всех океанов. Их особенности таковы: а) аномалии простираются на тысячи километров параллельно осевым зонам спрединга; б) вкрест их простирания картина – чередование положительных и отрицательных аномалий, их протяженность, изменение их интенсивности – близка симметричной относительно оси спрединга; в) самая интенсивная – положительная аномалия часто находится над осью спрединга, интенсивность аномалий довольно быстро уменьшается по мере удаления от рифта (первые 10 млн. лет, затем может вновь возрастать); г) линейное простирание аномалий нарушается трансформными разломами, при этом вся система аномалий сдвигается по отношению к соседним участкам, не утрачивая при этом свои закономерности. Ряд океанов имеют несколько систем линейных аномалий, связанных с древними осями спрединга. Было замечено, что поперечные размеры последовательных положительных и отрицательных аномалий пропорциональны длительности последовательного существования геомагнитного поля прямой и обратной полярности. Это послужило отправным пунктом для гипотезы Вайна и Мэтьюза о происхождении линейных магнитных аномалий. Часть аномального магнитного поля океанов связана с отдельными подводными горами вулканического происхождения.

АНТЕКЛИЗА – пологая антиклиналь на платформах.

АНТИКЛИНАЛЬ – выпуклая складка, ядро ее сложено более древними породами.

АНТИКЛИНОРИЙ – сложная крупная антиклиналь складчатых областей.

АНТИФЕРРОМАГНЕТИЗМ – см. магнитное упорядочение.

АНШЛИФ – образец горной породы, минерала с отполированной плоскостью (плоскостями) для изучения в отраженном свете, на оптическом или электронном микроскопе, микрозонде и др.

АПЛИТ – магматическая жильная лейкократовая мелкозернистая порода, состоящая главным образом из кварца и полевых шпатов.

АПОФИЗ – жилоподобное ответвление от геологического тела, например, магматического.

АППАРАТУРА ДЛЯ ПЕТРОМАГНИТНЫХ И ПАЛЕОМАГНИТНЫХ ИЗМЕРЕНИЙ. Для измерения магнитных свойств горных пород (включая и магнитную съемку) используются четыре способа: а) магнитометрический – фиксируется отклонение постоянного магнита под воздействием магнитного поля объекта; на этом принципе построены магнитные весы, магнитометры для измерения аномального магнитного поля, астатические магнитометры для измерений остаточной намагниченности и магнитной восприимчивости; б) индукционный – магнитное поле движущегося образца создает в катушке электрический ток; в) принцип феррозонда- смещение петли перемагничивания магнитно-мягких материалов в присутствии внешнего магнитного поля; г) эффект Джозеффсона – изменение критического тока (при котором еще не падает напряжение) на тонком слое диэлектрика, разделяющем два сверхпроводника, в зависимости от внешнего магнитного поля; на этом принципе построены современные высокочувствительные криогенные магнитометры. На перечисленных принципах построена современная аппаратура для палеомагнитных и петромагнитных исследований. Это: высокочувствительные магнитометры для измерения остаточной намагниченности образцов горных пород в широком диапазоне от 0,01 mA/м (известняки и т.п.) до десятков тысяч А/м (магнетитовые руды), астатические магнитометры, спин-магнитометры (рок-генераторы), криогенные магнитометры; вибромагнитометры для измерения намагниченности, остаточной намагниченности, коэрцитивной силы, остаточной коэрцитивной силы, для термомагнитного анализа; коэрцитиметры для измерения коэрцитивных спектров, кривых нормального намагничивания, определения остаточной коэрцитивной силы; весы Кюри для термомагнитного анализа индуктивной намагниченности; установки для Н- и Т-чисток и др.; двух- и трехкомпонентные термомагнитометры для непрерывной регистрации компонент остаточной намагниченности в ходе ее терморазрушения; приборы для непрерывного намагничивания и размагничивания образцов в переменном магнитном поле с одновременным их измерением; протонные магнитометры и т.п. приборы для измерения напряженности геомагнитного поля и его изменений. В ходе палеомагнитных измерений образец, особенно после чисток, не должен попадать в любое внешнее магнитное поле. Для этого все установки и измерительные приборы размещаются в помещении, где внешнее магнитное поле в высокой степени экранировано. Последнее достигается либо кольцами Гельмгольца, либо магнитным экраном.

АРГИЛЛИТ – камнеподобная глинистая порода, не размокающая в воде; образуется в результате уплотнения, дегидратации и цементации глин при диагенезе и эпигенезе.

АРИЗОНИТ – агрегат гематита и рутила.

АРСЕНОПИРИТ – минерал, сульфид, FeAsS. В скарнах, пегматитах; гидротермальный; рассеянная вкрапленность в осадочных породах. Парамагнетик. При нагреве на воздухе выше 500°С резко возрастает намагниченность арсенопирита, т.к. он окисляется и образуется магнетит.

АРХЕОМАГНЕТИЗМ – ископаемый магнетизм археологических объектов; археомагнитные исследования – изучение элементов геомагнитного поля по естественной остаточной намагниченности археологических объектов (кирпичи, керамические изделия, печи, очаги и т.п.) времени их обжига. Разновидность палеомагнитных исследований. См. палеомагнетизм, палеомагнитология, вековые вариации геомагнитного поля.

АССИМИЛЯЦИЯ – в геологии процесс полного усвоения и переплавления постороннего материала, попавшего в магму из вмещающих ее пород. Кристаллизация такой магмы приводит к появлению горных пород с признаками гибридизма. Такие породы могут обладать специфическими петрофизическими особенностями.

АСТЕНОСФЕРА – размягченный слой в верхней мантии Земли под литосферой, обусловленный, очевидно, частичным плавлением вещества мантии (примерно первые проценты массы). По геофизическим данным астеносфера выделяется как зона пониженной скорости, повышенной электропроводности. Нижняя граница астеносферы находится на глубине до 200 км. Астеносферный слой не везде четко выражен, особенно под континентами. См. литосфера.

АУТИГЕННЫЕ МИНЕРАЛЫ – минералы, образованные на месте. См. магнитные минералы осадков и осадочных пород.

АЭРОБНЫЕ ОРГАНИЗМЫ – организмы, нуждающиеся для своего развития в присутствии свободного кислорода. Все высшие и большинство низших организмов.

АЭРОЗОЛИ – дисперсные системы, состоящие из газообразной среды, в которой распылена твердая и жидкая дисперсная фаза (пыль, туман).

АЭРОМАГНИТНАЯ СЪЕМКА – магнитная съемка с самолета, вертолета. Самый дешевый и производительный вид геофизической съемки. Широко используется в геологическом картировании и геолого-поисковых работах. См. аномальное магнитное поле, магниторазведка.

назад

Б

назад

БАЗАЛЬТ – вулканическая основная порода, состоит главным образом из основного плагиоклаза, пироксена и оливина (не всегда). Различаются разновидности: оливиновый базальт, щелочной базальт, толеит и др. Обычны титаномагнетит, ильменит. Порода нередко полностью нераскристаллизована, стекловатая, пористая, что характерно для подводных излияний лав.

БАТОЛИТ – крупное интрузивное тело площадью более 200 км², сложенное большей частью гранитоидами. Залегают батолиты, как правило, среди осадочных толщ складчатых областей. Образуются на значительной глубине во время коллизии континентов, складчатости. Обычно породы батолитов практически немагнитны.

БЕЗГИСТЕРЕЗИСНАЯ ОСТАТОЧНАЯ НАМАГНИЧЕННОСТЬ – см. идеальная остаточная намагниченность. Этот термин используется в зарубежной литературе (ARM – Anhysteretic Remanent Magnetization)

БЕРЕЗИТЫ – гидротермально измененные породы, часто рудоносные на золото, серебро, медь, молибден, цинк, свинец. Образуются главным образом в результате изменений кислых магматических пород; состоят из кварца, серицита (тонкочешуйчатая мелкая слюда) с постоянной примесью пирита и рутила.

БИОСТРАТИГРАФИЯ – отрасль стратиграфии, в которой основным методом исследований является палеонтологический. См. геохронология.

БИОТИТ – минерал, слюда переменного состава, K(Mg,Fe)₃(OH,F)₂AlSi₃O₁₀. Обычен в средних и кислых породах, характерен для гибридных пород. Нередки выделения мелких зерен магнетита – результат гетерофазного изменения биотита. Обычно процесс такого изменения высокотемпературный. Такой магнетит должен иметь стабильную первичную термоостаточную намагниченность.

БЛАСТЕЗ – процесс перекристаллизации в твердом состоянии исходной горной породы с образованием метаморфической породы. Соответственно, приставка бласто или окончание бластовый сложного термина указывает на процесс перекристаллизации в твердом состоянии.

БЛОК – в тектонике участок земной коры, литосферы, ограниченный разломами; или стабильный или движущийся как целое тело.

БЛОКИРУЮЩАЯ ТЕМПЕРАТУРА (Тв) – температура, начиная с которой при остывании зерна магнитных минералов данного размера способны сохранять свою остаточную намагниченность длительное время (по сравнению со временем измерения), а при нагреве теряют ее; ниже Т_в время релаксации практически становится бесконечным. См. деблокирующая температура.

БЛУЖДАНИЕ ГЕОМАГНИТНОГО ПОЛЮСА – положение геомагнитного полюса на поверхности Земли меняется со временем. Так в 1845 году координаты северного магнитного полюса были 78,7°N и 64,3°Е, а в 1945 году – 78,7°N и 70°Е, что интерпретируется как прецессия геомагнитной оси относительно оси вращения Земли со скоростью 0,05 гр./год. Данные археомагнитных исследований, охватывающие последние 10000 лет, показали, что движение геомагнитного полюса вокруг географического имеет сложный петлеобразный характер, в котором на современном уровне изученности можно выделить прецессию с периодом 1200 лет и углом прецессии, изменившимся за последние 8500 лет от 78°N до 85°N и наложенных на прецессию колебаний меньших периодов (примерно 360 и 600 лет). Такое блуждание геомагнитного полюса отражает непосредственно процессы генерации геомагнитного поля, которые включают в себя образование МАК-волн (присущих динамо-механизму колебаний). Геомагнитный полюс всегда остается вблизи географического: согласно палеомагнитным данным для последних миллионов лет средний геомагнитный полюс (палеомагнитный полюс) с точностью палеомагнитного метода совпадает с географическим, за исключением времени геомагнитных инверсий.

Петрова и др., 1992.

БЛУЖДАНИЕ ПАЛЕОМАГНИТНОГО ПОЛЮСА – палеомагнитный полюс во времени меняет свое положение, его движения двух родов: 1) резкое (хаотическое), во время геомагнитных инверсий и других палеомагнитных аномалий и 2) плавное, во время относительно стабильного состояния поля. Последние включают собственные движения географического полюса, т.е. изменения положения оси вращения Земли во времени, и кажущиеся движения полюса, связанные с движениями блоков литосферы. По различным оценкам собственные плавные движения полюса за последние 150-200Ма достигают 15-20° и носят циклический характер. Истинное движение полюса не было плавным. Например, отмечены резкие понижения скорости движения полюса в интервалах 5-50 и 110-170 Ма. Именно в это время понижаются амплитуды палеовековых вариаций, величины палеонапряженности, скорости дрейфа континентов и максимум частоты геомагнитных инверсий.

Andrew, 1985, Kerr, Merrill, McElhinny, 1984; Pechersky, 1998, Sabadini, Yuen, 1989.

БОРНИТ – минерал, сульфид, Cu₃FeS₄; тетрагональный – низкотемпературный, тригональный – метастабильный, кубический – стабилен выше 228°С. Характерны пластинчатые и решетчатые структуры распада с халькопиритом и халькозином (Cu₂S). Широко распространен в гипогенных медных месторождениях, в медистых песчаниках и сланцах.

БРЕКЧИИ – крупнообломочные породы, состоящие из неокатанных обломков пород разного происхождения, сцементированных осадочным и/или вулканическим (туфобрекчии, лавобрекчии) материалом. Брекчии могут быть осадочного, вулканического, тектонического происхождения и др. Брекчии годятся для теста галек Грэхема, особенно, если четко определяются время образования брекчий и источник обломков.

назад

В

назад

ВАЙНА И МЭТЬЮЗА ГИПОТЕЗА – см. гипотеза Вайна и Мэтьюза.

ВАКАНСИЯ – отсутствие атома или иона в узле кристаллической решетки.

ВАКУУМ – состояние газа при давлении ниже атмосферного.

ВАРИОЛИ – сферолитовые образования в стекловатых быстро остывающих базальтах. Имеют радиально-волокнистое строение и состоят из плагиоклаза и пироксена.

ВЕКОВЫЕ ВАРИАЦИИ ГЕОМАГНИТНОГО ПОЛЯ (ВВ) – циклические изменения величины и направления геомагнитного поля во времени. Характерные времена ВВ – от десятков лет до десяти тысяч лет; иногда термин ВВ распространяют на все вариации геомагнитного поля, имеющие внутреннее происхождение, т.е. от характерных времен Т<100 лет до сотен миллионов лет. Главной характеристикой ВВ является ее период Т, но по сути дела это не период, а характерное время, т.к. ни для одной из выделенных ВВ в настоящее время периодичность (синусоидальная форма) не доказана. ВВ изучаются тремя путями: 1) прямые измерения магнитного поля Земли в обсерваториях и на пунктах, где проводятся регулярные повторные измерения поля с интервалом в несколько лет. Эти измерения относятся к последним 200 годам и только в Париже, Лондоне и Риме велись наблюдения последние 600 лет; 2) археомагнитные исследования естественной остаточной намагниченности обожженных археологических объектов с известным положением во время обжига (печи, кирпичи, керамика и т.п.), фиксирующего величину и направление геомагнитного поля времени обжига. Имеется археомагнитная информация о ВВ для последних 10-15 тысяч лет; 3) палеомагнитные исследования последовательностей осадков и других горных пород; 4) детальные исследования непрерывной палеомагнитной записи в процессе остывания магматических тел. Палеомагнитная информация о ВВ обширна во времени и пространстве (особенно она ценна для интервалов времени, не охваченных археомагнитными данными).

Выделяются три класса ВВ: 1) с Т=20, 30 и 60 лет. Это крутильные колебания, возникающие из-за электромагнитного взаимодействия ядра с проводящей мантией. Морфология этих колебаний и высокая корреляция (К>0,9) с изменениями суточного вращения Земли подтверждают их принадлежность к классу крутильных. Они генерируются в верхнем слое жидкого ядра, граничащего с мантией; 2) основная часть ВВ, спектр их дискретен и включает колебания с Т=360, 600, 900, 1200, 1800, 2700, 3600, 5400 и 9000+/-10% лет. Этот ряд колебаний встречается повсеместно. ВВ данного класса связаны непосредственно с работой гидромагнитного динамо и являются либо его неотъемлемой частью (МАК-волны), либо обусловлены влиянием неоднородностей верхних частей ядра (граница ядро-мантия) на основную систему конвективных движений в ядре; вариация 9000+/-1000лет является собственным колебанием гидромагнитного динамо; 3) колебания, у которых Т>10000лет, "наведены" со стороны мантии и рассматриваются как модуляция процессов в ядре процессами в мантии. Такая модуляция может возникать при изменении теплового обмена между ядром и мантией; изменений, вызванных внешними факторами, как взаимодействие в системе Луна-Земля, прохождение Солнечной системы через плоскость Галактики и др.

ВВ являются частью тонкой структуры геомагнитного поля, кроме них к тонкой структуре относятся экскурсы (резкие отклонения геомагнитного поля, существенно превышающие амплитуду ВВ вплоть до смены полярности поля) и процессы протекания инверсий поля. Если меняются какие-либо параметры ядра – его размеры, форма, физические характеристики – это неминуемо скажется на тонкой структуре геомагнитного поля и в первую очередь на ВВ. Изучение ВВ в прошлом, таким образом, есть путь изучения эволюции жидкого ядра Земли и его взаимодействия с мантией.

Петрова, 1992; Pechersky, Zakharov, Lyubushin, 2004

ВЕЙВЛЕТ-АНАЛИЗ – Вейвлет-преобразование переводит функцию одной переменной t в плоскость двух переменных t и a. При этом t характеризует положение центра вейвлета на оси времени, параметр a – временной масштаб осцилляций и в случае использования вейвлета Морле совпадает с периодом колебаний. Аналогом спектра Фурье является так называемый интегральный вейвлет-спектр, получаемый интегрированием квадрата модуля вейвлета вдоль оси времени. Вейвлеты представляют собой семейство осциллирующих самоподобных функций различных масштабов, которые локализованы как в физическом, так и в фурье-пространствах. Вейвлет-анализ позволяет изучать нестационарные в спектральном отношении процессы, следить за поведением фазы той или иной составляющей квазипериодического процесса, оценивать его энергетические характеристики. Получаемые при этом спектры являются более гладкими, чем спектры Фурье, в них подавлены кратные и комбинационные частоты. Достоинством вейвлет-анализа является также возможность его применения в случаях временных рядов с пропусками в наблюдениях. Выбор конкретного вида вейвлета зависит от целей анализа. Обычно применяются вейвлеты Морле и «мексиканская шляпа». Вейвлет-анализ ныне широко используется при изучении временных рядов различных геофизических характеристик, в том числе, при изучении поведения геомагнитного поля, таких его характеристик, как вариации направления, палеонапряженности, полярности, частоты инверсий.

ВИОЛАРИТ – минерал, FeNi₂S₄; кубический. Парамагнетик. Термически устойчив ниже 460°С.

ВИРТУАЛЬНЫЙ ГЕОМАГНИТНЫЙ ПОЛЮС (ВГП) – положение геомагнитного полюса, определенное по элементам геомагнитного поля, например, по склонению и наклонению, измеренным в некоторой точке (прямые обсерваторские наблюдения или по естественной остаточной намагниченности) в предположении, что геомагнитное поле – поле центрального осевого диполя.

ВКЛЮЧЕНИЯ – обломки или участки постороннего вещества в горной породе. В магматических породах это могут быть образования из той же магмы (гомеогенные включения) либо обломки постороннего материала, захваченного магмой, из вмещающих пород и т.п. (ксенолиты).

ВНУТРЕННЕЕ РАЗМАГНИЧИВАЮЩЕЕ ПОЛЕ (Hd). При намагничивании тела, с появлением у него магнитного момента, на его концах возникают магнитные полюсы, создающие поле внутри тела в противоположном внешнему полю направлении. Поле H_d пропорционально намагниченности тела. Коэффициент пропорциональности называется размагничивающим фактором, он существенно зависит от формы тела, и стремится к нулю в случае иглоподобных тел и достигает максимума в случае намагничивания тонкого плоскопараллельного тела перпендикулярно плоскости.

ВОДА В МИНЕРАЛАХ: а) конституционная – находится в кристаллической решетке минерала в виде ионов, переходит в молекулярное состояние лишь при разрушении структуры минерала; б) кристаллизационная – находится в решетке минерала в виде нейтральных молекул Н₂О, выделение ее происходит при температуре 300°С с полным разрушением и перестройкой минерала; в) цеолитовая – подобна кристаллизационной, но может выделяться в широком интервале температур без разрушения минерала и вновь поглощаться при изменении условий; г) адсорбционная – легко удаляется полностью при 100-110°С; абсорбированная вода, например, в опале, удаляется труднее.

ВОДОРОДНЫЙ ПОКАЗАТЕЛЬ (рН) – величина, характеризующая активность или концентрацию ионов водорода в растворах. Численно рН равен отрицательному десятичному логарифму концентрации в грамм-молекулах на литр. В чистой воде число ионов Н⁺ =10^-7, т.е. рН=7. Растворы, в которых рН>7, являются щелочными, а при рН<7 – кислыми.

ВОЛЬФРАМИТ – минерал, (Fe,Mn)WO₄. Парамагнетик. Главным образом, в гидротермальных средне- и высокотемпературных месторождениях. Руда на вольфрам.

ВРАЩАТЕЛЬНЫЙ МАГНИТНЫЙ ГИСТЕРЕЗИС – отставание ориентации вектора намагниченности от направления внешнего магнитного поля в магнитном образце, вращающемся в этом поле.

ВРЕМЕННАЯ ЧИСТКА – выдержка образцов в нулевом магнитном поле (обычно в экране) многие сутки – месяцы. В результате разрушается часть естественной вязкой остаточной намагниченности. Такая чистка сугубо предварительная, позволяет в первом приближении судить о магнитной вязкости материала. Для такой чистки, а главное во избежание дополнительного подмагничивания ориентированные образцы следует хранить в нулевом магнитном поле, т.е. в экране.

ВРЕМЯ РЕЛАКСАЦИИ – характерное время приближения системы к равновесному состоянию. В магнетизме – характеристика способности магнитных зерен или доменов в них менять направление намагниченности. Мелкие зерна магнитных минералов, время релаксации магнитных моментов которых сравнимо со временем измерения или меньше, называются суперпарамагнитными. См. релаксация.

ВТОРИЧНАЯ ОСТАТОЧНАЯ НАМАГНИЧЕННОСТЬ (Jnh) – любая остаточная намагниченность, образовавшаяся после начальной (первичной) остаточной намагниченности, т.е. исключительно в результате твердофазных процессов, изменяющих первичные магнитные минералы и/или их магнитные состояния, и сохранившаяся целиком или частично к моменту измерения образца как компонента J_n. Стабильность J_nh может быть меньше, больше и близкой стабильности J_no. Возможны варианты, когда J_n целиком является вторичной (первичные минералы или первичные магнитные состояния, т.е. первичная палеомагнитная запись, полностью уничтожены). J_nh, связанная с вторичными изменениями первичных магнитных минералов, может в определенных условиях унаследовать направление первичной остаточной намагниченности (см. химическая остаточная намагниченность). Задача исследователя – выделить компоненты J_n и определить по возможности время приобретения каждой. Разделение J_n на компоненты делается с помощью магнитной чистки и компонентного анализа результатов чистки.

ВТОРИЧНЫЕ КВАРЦИТЫ – рудоносные гидротермально измененные вулканические породы. Характеризуются присутствием кварца, рутила, сульфидов или окислов железа. Исходные вулканиты переходят во вторичные кварциты через промежуточные стадии аргиллитов и пропиллитов. Часто вторичные кварциты вмещают месторождения серы, корунда (Al₂O₃), пирита, халькопирита, Au, Ag, Cu, Mo, Pb, Zr, Sb.

ВУЛКАНИТ – вулканическая порода.

ВУЛКАНИЧЕСКИЕ ОСТРОВНЫЕ ДУГИ – цепи вулканов, образующиеся над зоной субдукции, на деструктивных (конвергентных) границах плит. Дуги большей частью включают два обязательных структурных элемента: глубоководный желоб (со стороны океана) и собственно вулканическую островную дугу. Согласно концепции тектоники плит магма вулканической дуги генерируется из пододвигающейся плиты и расположенной над ней верхней мантии. Особенности островодужного вулканизма находят отражение в петрохимической (магма известково-щелочного состава), геохимической и петромагнитной характеристиках вулканических пород, в частности, в широких вариациях состава первичных титаномагнетитов, отражающих вариации глубин первого и промежуточных очагов вулканов, от 70 и более километров до менее 20км, что объясняется чередованием режимов растяжения (подъем магмы) и сжатия (остановка и образование промежуточного очага, установление нового равновесного состояния магмы и, соответственно, нового состава титаномагнетита при новом подъеме магмы).

Выделяются два основных типа вулканических островных дуг: с образованием глубоководных котловин окраинных морей и без таких котловин. В случае активных окраин континентов по их краю формируются наземные вулканические пояса. Под островными дугами земная кора по мощности, плотности и другим свойствам промежуточного типа между континентальной и океанской.

ВУЛКАНИЧЕСКИЙ ОЧАГ – изолированная камера или резервуар магмы, откуда, видимо, происходит подъем и излияние магмы, извержение вулкана. См. магмовый очаг.

ВЫВЕТРИВАНИЕ – процесс изменения и разрушения минералов и горных пород в условиях, близких к поверхности Земли (низкие Т-Р), под воздействием физических (главным образом, механических), химических, органических агентов. В результате выветривания образуется кора выветривания – более рыхлый материал, состоящий из обломков исходных пород и минералов, а так же из новообразованных минералов, устойчивых в условиях низких Р-Т. Разные стадии и условия выветривания фиксируются по ряду петромагнитных особенностей, в первую очередь, по маггемитизации магнетита, по особенностям магнитных свойств маггемита, по степени однофазного окисления титаномагнетита. По этим данным показана существенная зависимость степени и глубины химического выветривания от проницаемости (пористости, трещиноватости) пород. Глубина выветривания местами достигает первых километров. Это, в частности, обнаружено по термомагнитным признакам появления маггемита. Важное место в изменениях пород и магнитных минералов в них занимает подводное выветривание (гальмиролиз), наиболее широко представленное на дне океанов, где идет однофазное окисление титаномагнетитов в базальтах, вынос железа за пределы пород с образованием гидроокислов железа. Процессы подводного выветривания существенно сказываются на магнитных свойствах коренных пород.

Процессы выветривания и проникновение флюидов в приповерхностную часть земной коры приводят к новообразованию магнитных минералов и образованию вторичной остаточной намагниченности, т.е. к перемагничиванию горных пород даже без видимой заметной переработки исходных горных пород.

ВЫЩЕЛАЧИВАНИЕ ГОРНЫХ ПОРОД – процесс избирательного растворения и выноса подземными водами отдельных компонентов горной породы. Процесс широко развит в условиях выветривания.

ВЮСТИТ – минерал, FeO, кубическая сингония. Антиферромагнетик, точка Нееля 198 К. Из-за неустойчивости в поверхностных земных условиях стехиометрический вюстит крайне редок.

ВЯЗКАЯ ОСТАТОЧНАЯ НАМАГНИЧЕННОСТЬ (Jrv, VRM) – часть намагниченности, образующаяся при изотермическом воздействии постоянного магнитного поля во времени. В постоянном поле J_rv растет пропорционально логарифму времени. Она присутствует всегда в горных породах благодаря продолжительному воздействию на них геомагнитного поля. Стабильность J_rv возрастает со временем вплоть до того, что у древних гематитсодержащих пород J_rv практически не разрушается переменным магнитным полем. Поэтому для разрушения J_rv более эффективна термочистка. J_rv растет с большей скоростью, если материал находится под давлением или при повышенной температуре. Магнитная вязкость связана с двумя процессами: 1) с термическими флуктуациями (термической активизацией) в присутствии постоянного поля, этот процесс более характерен для однодоменных зерен и многодоменных с высокой плотностью дефектов; 2) с диффузией частиц и дефектов в кристаллической решетке магнитного минерала, чаще происходит в многодоменных зернах с малой дефектностью. Оба процесса существенно зависят от температуры.

Благодаря присутствию современной вязкой остаточной намагниченности во всех горных породах и благодаря известному ее направлению, по J_rv можно восстановить ориентировку в пространстве неориентированных образцов, в частности, кернов из скважин, где известен только верх-низ [Буров и др., 1986; Печерский, Назарова, 1976].

назад

Г

назад

*ГАББРО – интрузивная равномернозернистая основная порода. Состоит главным образом из основного плагиоклаза и моноклинного пироксена, нередко присутствуют титаномагнетит, магнетит. Разновидности: оливиновое габбро (наряду с пироксеном присутствует оливин), роговообманковое габбро, норит (с ромбическим пироксеном) и др. Накопление магнитных минералов (титаномагнетиты) в габбро существенно зависит от условий становления интрузий. При кристаллизационной дифференциации в кумулятивной части габбро практически не содержится первичный титаномагнетит, т.е. кристаллизующийся из расплава, тогда как в остаточных расплавах, в феррогаббро и их вулканических аналогах, накапливаются железо и титан вплоть до образования титаномагнетитовых руд. В таком процессе к крайним дифференциатам в титаномагнетитах растет содержание титана, если дифференциация идет в условиях закрытой системы, что обычно и наблюдается. Присутствие в габбро магнетита, особенно в кумулятивных разностях, как правило, связано с вторичными изменениями пород еще на стадии их медленного остывания. Это, во-первых, распад плагиоклазов и пироксенов с тонкими выделениями магнетита и ильменита, во-вторых, автометаморфические преобразования в относительно окислительных условиях, когда идет амфиболизация пироксенов и твердофазная перекристаллизация титаномагнетитов с образованием низктотитанового титаномагнетита и ильменита. См. габбро-пироксенитовые расслоенные интрузивы.

ГАББРОИЗАЦИЯ – совокупность метасоматических, контактово-метаморфических процессов, приводящих к преобразованию пород, главным образом зеленокаменных, в породы габбрового состава и облика.

*ГАББРО-ПИРОКСЕНИТОВЫЕ РАССЛОЕННЫЕ КОМПЛЕКСЫ образуются в результате процесса кристаллизационной дифференциации основной магмы в магматической камере. Разрез таких интрузивов состоит (снизу вверх) из краевой приконтактовой зоны, выше которой залегает расслоенная серия, отражающая порядок смены кумулятивных парагенезисов от перидотитов до анортозитов. В породах расслоенного комплекса интрузива отсутствуют первично-магматические, т.е. кристаллизовавшиеся из расплава, магнитные минералы, что типично для кумулятивной части расслоенных интрузивов. Верхи разреза сложены минералами, характеризующими остаточный расплав дифференциации базальтовой магмы, в котором накапливаются элементы группы железа и, соответственно, отмечается повышенное содержание титаномагнетита. Магнитные минералы появляются в расслоенном комплексе в виде включений в пироксенах, оливинах и плагиоклазах в результате их распада примерно, начиная с 550-600°С, т.е. на стадии остывания практически однородного твердого тела. Среди таких включений преобладают близкие однодоменным и псевдооднодоменным зерна низкотитанового титаномагнетита и магнетита. Из сказанного следует, что габбро-пироксенитовые расслоенные интрузивы являются наиболее благоприятным объектом для получения непрерывной записи геомагнитного поля в процессе остывания. Такие тела достаточно однородны по условиям магматизма (близкая «сухой» магма) и остывания, близкого кондуктивному, что очень существенно для теплофизических расчетов процесса остывания тел. См. габбро, вековые вариации геомагнитного поля.

ГАЛЬМИРОЛИЗ – подводное выветривание. См. выветривание.

ГАРЦБУРГИТ – глубинная ультраосновная порода из группы перидотитов. Состоит из оливина и ромбического пироксена, акцессорных шпинелей (главным образом, хромит). Магнетит в таких породах, как правило, вторичный, связан с серпентинизацией и т.п.

ГАСТИНГСИТ – минерал, разновидность амфибола, обычно встречается в нефелиновых сиенитах, щелочных гранитах.

ГЕДЕНБЕРГИТ – минерал, моноклинный пироксен, CaFeSi₂O₆. Обычен в щелочных, основных породах, в скарнах.

ГЕКСАГОНАЛЬНАЯ СИНГОНИЯ – кристаллы с одной главной осью симметрии шестого порядка. Самая плотная упаковка. Для описания кристаллов гексагональной сингонии обычно пользуются координатной системой из четырех осей: первые три лежат в одной плоскости и образуют между собой углы в 120°, четвертая перпендикулярна этой плоскости.

ГЕКСАГОНАЛЬНЫЙ ПИРРОТИН – см. пирротины.

ГЕМАТИТ – минерал, Fe₂O₃; крайний член серии твердых растворов гемоильменитов (Х=0), тригональный, постоянная кристаллической решетки а=0,5427 нм, в=155^о15,8'; плотность упаковки 1,63. Очень широко распространен в природе в поверхностной зоне высокого окисления. Слабый ферромагнетик. Стандартные магнитные параметры: удельная J_s=0,5Aм2/кг; Т_с=675°С; точка Морина Т_м=-23°С. В зависимости от условий образования магнитные свойства гематита широко варьируют: H_cr, например, меняется от 10mТ и менее (монокристаллы) до многих сотен mТ, J_s – от ~0,02 до 0,5Ам²/кг, блокирующие температуры от 260 до 675°С, температура Морина падает с уменьшением размера зерен и ростом количества примесей.

См. гемоильмениты.

ГЕМОИЛЬМЕНИТЫ – непрерывная серия твердых растворов, Fe_2-xTi_xO₃, от ильменита (Х=1) до гематита (Х=0); тригональные. С изменением Х практически линейно изменяются постоянная кристаллической решетки и точка Кюри. Обычны примеси магния, марганца, нередко образование твердых растворов пикроильменитов (FeTiO₃-MgTiO₃). Гемоильмениты широко распространены в горных породах, особенно в магматических. Минералы этой серии с 1>X>0,45 ферримагнетики, максимальная их удельная J_s=70Ам²/кг при Х=0,7; а при 0,45>X≥0 – антиферромагнетики со слабым ферромагнетизмом, J_s<4Aм2/кг. Гемоильмениты с 0,45<X<0,6 способны приобретать обратную внешнему магнитному полю термоостаточную намагниченность (эффект самообращения). В природе наиболее распространены гемоильмениты, близкие к крайним членам серии, что соответствует диаграмме их состояния.

Печерский и др.,1975

ГЕНЕРАЦИИ МИНЕРАЛОВ – минералы и группы минералов, образующиеся в разные стадии процесса. Одни и те же минералы разных генераций отличаются составом и формой. Например, титаномагнетиты ранней стадии кристаллизации базальтов более крупные, часто содержат меньше титана и больше магния, чем титаномагнетиты поздней генерации.

ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ КООРДИНАТЫ – см. современные координаты.

ГЕОДИНАМИКА – наука о глубинных силах и процессах, возникающих в результате эволюции Земли и обуславливающих движение масс вещества перераспределение энергии внутри Земли. Геодинамика в познании глубинных процессов опирается на геофизику, тектонику, петрологию, геохимию. Важное место занимает изучение кинематики движения литосферных плит, являющейся причиной тектонических процессов в земной коре, складчатости, помогает пониманию магматических процессов. В палеокинематических исследованиях геодинамика опирается на палеомагнитные данные.

ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ПРИЗНАКИ ПАЛЕОМАГНИТНОЙ НАДЕЖНОСТИ – см. палеомагнитная надежность.

ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ БАРОМЕТРЫ – природные образования, позволяющие судить о давлении (общем и парциальном) во время природного процесса. Примеры: 1) полиморфные превращения минералов при определенных давлениях (переход кварца в коэсит, коэсита в стишовит; переход структуры оливина в структуру шпинели, пироксена – в структуру ильменита, переход маггемита в гематит и т.п.); 2) содержание алюминия в ортопироксене; 3) равновесные парагенезисы минералов с переменным составом (биотит-гранат, гранат-пироксен и др.; титаномагнетит-гемоильменит – см. диаграмма Линдсли); 4) изучение состава и гомогенизации газово-жидких включений кристаллах и др.

ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ТЕРМОМЕТРЫ – природные образования, позволяющие судить о температуре природного процесса минералообразования и др. Примеры геотермометров: 1) полиморфные превращения вещества при нагревании – тригональный кварц кристаллизуется ниже 575°С (Р=1 атм), выше 575°С – гексагональный кварц, от 870 до 1470°С – тридимит; переход обыкновенной роговой обманки в базальтическую (720°С) и т.п. Этот способ неточен, т.к. температура перехода меняется в зависимости от давления и примесей; 2) изменение кристаллических ограничений минерала с изменением температуры его кристаллизации; 3) зависимость температуры потери воды в кристалле от температуры его образования; 4) зависимость типа угля от температуры его образования; 5) изучение газово-жидких включений в кристаллах, при кристаллизации захватывается часть флюида растущим кристаллом. При дальнейшем охлаждении из такого флюида могут выделиться газовая, твердая фазы иного состава. Нагревая повторно кристалл с включением, можно по исчезновению газового пузырька или твердой фазы (т.е. гомогенизации материала включения до исходного состояния флюида) судить о температуре и давлении кристаллизации данного минерала. Способ приблизительный, т.к. неизвестно точное соответствие гомогенизирующегося вещества первичному; нужен учет давления; 6) равновесные парагенезисы минералов с переменным составом, например, состав сростков титаномагнетита и гемоильменита позволяет оценить температуру и летучесть кислорода их совместной кристаллизации (см. диаграмма Линдсли); 7) определение температуры древних морей и океанов по изотопному составу кислорода карбонатных скелетов и раковин морских животных и т.п.

ГЕОЛОГИЯ – наука о строении, происхождении и развитии Земли, основанная на изучении горных пород и земной коры в целом с привлечением физики, химии, геофизики и др.

ГЕОМАГНЕТИЗМ – магнитное поле Земли и совокупность природных явлений, создающих геомагнитное поле и связанных с ним. Известны три главных источника геомагнитного поля: в ядре Земли, в литосфере и околоземном пространстве. См. геомагнитология, геомагнитное поле, палеомагнетизм, петромагнетизм, аномальное магнитное поле и др.

*ГЕОМАГНИТНАЯ ИНВЕРСИЯ – изменение полярности геомагнитного поля. За время обсерваторских наблюдений на Земле геомагнитных инверсий не было. Геомагнитные инверсии обнаружены и изучены по палеомагнитным данным. Продолжительность инверсий порядка тысяч-десятков тысяч лет. Как правило, инверсии происходят на фоне заметного понижения напряженности геомагнитного поля, которое начинается раньше самой смены полярности. Перед сменой полярности растет амплитуда вековых вариаций. Движение виртуального геомагнитного полюса во время инверсии скорее хаотическое, но происходит в пределах ограниченной полосы долгот. Геомагнитное поле во время инверсий скорее всего имело мультипольный характер. Особенности геомагнитного поля во время инверсии имеют региональный характер, сам же факт геомагнитных инверсий – явление глобальное, поэтому оно используется как репер одновременности в истории Земли, одновременности геологических и других событий. В настоящее время это наиболее точный способ глобальной возрастной корреляции. Явление геомагнитных инверсий лежит в основе магнитостратиграфии, в основе построения геомагнитной шкалы времени. Отметим характерные особенности в поведении геомагнитного поля в неогее (~1700 млн. лет).

В неогее явно преобладала обратная полярность геомагнитного поля, а, начиная с раннего палеозоя до настоящего времени, идет на фоне заметных колебаний нарастание доли прямой полярности поля; весь фанерозой представляет собой переходный неустойчивый по полярности поля интервал. Эта неустойчивость выражается в заметном нарастании частоты инверсий и уменьшении продолжительности магнитозон одной полярности: в докембрии в среднем менее 1 инверсии за 10 млн. лет (преобладает продолжительность магнитозон 1-100 млн. лет), в палеозое около 6 инверсий за 10 млн. лет (преобладающая продолжительность магнитозон 0,5-5 млн. лет), в мезозое более 8 инверсий за 10 млн. лет (преобладающая продолжительность 0,2-2,5 млн. лет) и в кайнозое около 30 инверсий за 10 млн. лет (преобладающая продолжительность магнитозон 0,05-1 млн. лет), причем это число растет от 12 в начале кайнозоя до 43 – в последние 10 млн. лет. Отмеченная асимметрия поля, закономерное распределение частоты его инверсий и продолжительности интервалов постоянной полярности говорят о существовании в течение 1700 млн. лет, по крайней мере, двух режимов генерации геомагнитного поля. Первый, где преобладают длиннопериодные устойчивые состояния поля, второй режим частых смен геомагнитной полярности. При этом гиперхроны устойчивой геомагнитной полярности распределены в течение неогея довольно равномерно, чередуясь с гиперхронами частых смен полярности, с интервалом 160-200 млн. лет, за исключением двух аномалий между 1150 и 1100 и между 700 и 630 млн. лет назад. Последовательность инверсий геомагнитного поля является Последовательность инверсий геомагнитного поля является бифрактальной, с размерностью d»0,5-0,6 и »0,9: обладает самоподобием в крупномасштабных процессах, что соответствует отмеченному закономерному чередованию областей скопления частых смен полярности геомагнитного поля с весьма продолжительными интервалами редких инверсий (фрактальная размерность d»0,9). Тогда как внутри интервалов частых инверсий их распределение близко к хаотическому (d<0,6). К этапам спокойного поля приурочены этапы быстрых перемещений палеомагнитного полюса и эпохи максимальной тектономагматической активности. Эпохи частых инверсий коррелируют с мировыми регрессиями, эволюцией биосферы. Таким образом, с процессами в ядре (геомагнитные инверсии) связаны процессы в литосфере.

Петрова и др., 1992; Pechersky, 1998.

ГЕОМАГНИТНАЯ ПОЛЯРНОСТЬ – полярность геомагнитного поля, т.е. положение палеомагнитного полюса относительно современного геомагнитного полюса (в кайнозое) или относительно пути движения древнего палеомагнитного полюса. Прямая геомагнитная полярность в кайнозое – северный палеомагнитный полюс находится в северном полушарии; обратная геомагнитная полярность – северный палеомагнитный полюс находится в южном полушарии.

См. магнитная полярность, элементы геомагнитного поля.

ГЕОМАГНИТНОЕ ДИНАМО – вариант теории, основанной на динамо-эффекте, т.е. самовозбуждении магнитного поля вследствие движения проводящей жидкости или газовой плазмы в магнитном поле, в приложении к магнитному полю Земли. Основой динамотеории геомагнитного поля является наличие в Земле жидкого ядра и факт вращения планеты. Теория геомагнитного динамо наиболее удовлетворительно объясняет происхождение главного геомагнитного поля и других планет. Более других разработана модель генерации геомагнитного поля С.И.Брагинского. В ней принимается крупномасштабная конвекция в жидком ядре. Принципиальным для этой теории является возникновение МАК-волн (взаимно уравновешены магнитные М, архимедовы А и кориолисовы К силы), которые обеспечивают генерацию геомагнитного поля. Ш.Ш.Долгиновым предложена модель прецессионного динамо, в которой крупномасштабная конвекция в жидком ядре возникает из-за прецессии земной оси. С позиций этой модели лучше всего объясняется соотношение между параметрами магнитных полей планет Солнечной системы.

ГЕОМАГНИТНАЯ ШКАЛА ВРЕМЕНИ – последовательность во времени геомагнитных инверсий. См. шкала геомагнитной полярности.

ГЕОМАГНИТНОЕ ПОЛЕ – магнитное поле Земли; главная его часть связана с внутренними источниками: электрическими токами в земном ядре (главное магнитное поле Земли, включая мировые аномалии) и магнитными минералами в земной коре (аномальное магнитное поле); меньшая часть геомагнитного поля связана с околоземными источниками. См. главное магнитное поле Земли.

ГЕОМАГНИТНЫЙ ПОЛЮС – выход на поверхность Земли оси центрального осевого диполя.

ГЕОМАГНИТНЫЙ ЭКСКУРС – кратковременное геомагнитное событие (менее 10 тысяч лет), при котором виртуальный геомагнитный полюс отклоняется от своего положения на 60-180°, после чего возвращается в исходное положение. В случае изменения направления, близкого к 180°, напряженность геомагнитного поля чаще заметно понижается во время экскурса или по его краям. Различие между экскурсом и микрохроном весьма условно. Аналог экскурса в геологическом разрезе – палеомагнитная аномалия. Наиболее достоверно выделены экскурсы (и микрохроны) в магнитохроне Брюнес, более 15. По крайней мере, некоторые из экскурсов имеют глобальный характер (возможно, это микрохроны). См. шкала геомагнитной полярности.

ГЕОМАГНИТОЛОГИЯ – учение о геомагнетизме, включающее изучение распределения в пространстве и изменений во времени магнитного поля Земли, его источников и явлений, с ним связанных. Раздел геофизики.

ГЕОМОРФОЛОГИЯ – геолого-географическая наука о формах земной поверхности (рельеф), их происхождении, эволюции и закономерностях географического распределения.

ГЕОТЕКТОНИКА – учение о строении и развитии земной коры, о геологических структурах, закономерностях их расположения и развития.

ГЕОТЕРМИКА – раздел геофизики, в котором изучается тепловой режим земного шара и отдельных участков земной коры. С геотермикой тесно связаны многие проблемы геомагнитологии (движения в ядре), палеомагнитологии (тепловая конвекция и тектоника плит, тектоника плюмов, процессы магматизма и метаморфизма и образование естественной остаточной намагниченности и т.п.), петромагнитологии (связь магнитных свойств горных пород с термическими условиями их образования и преобразования). Благодаря «ископаемому» магнетизму в принципе возможно восстановление геотермической истории литосферы и Земли вообще.

ГЕОФИЗИКА – наука, изучающая физические явления и процессы, протекающие в оболочках Земли и в ее ядре. Внутренним строением Земли и ее твердых оболочек занимается часть геофизики – физика Земли. Движения в ядре Земли и литосферы за большие промежутки времени возможно пока изучать только методами палеомагнитологии.

ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ПРИЗНАКИ ПАЛЕОМАГНИТНОЙ НАДЕЖНОСТИ – см. палеомагнитная надежность, индекс палеомагнитной надежности.

ГЕОХИМИЯ – наука о распределении (концентрации и рассеянии) и процессах миграции химических элементов в земной коре и Земле в целом.

ГЕОХРОНОЛОГИЯ – наука о времени в геологии. Базируется на трех главных методах оценки возраста геологических образований: абсолютном радиологическом и относительных биостратиграфическом и магнитостратиграфическом. Сочетание этих методов позволяет строить наиболее надежную геохронологическую шкалу, к которой привязаны геологические события. Биостратиграфический метод основан на двух положениях: 1) закон напластований – в последовательности слоев вышележащий слой моложе нижележащего (если нет тектонических нарушений); 2) закон фаунистических ассоциаций – слои, содержащие ископаемые остатки одних и тех же видов животных и растений, образовались синхронно. Это утверждение не строгое. Радиологический метод основан на законе радиоактивного распада. В настоящее время широко используются уран-свинцовый, калий-аргоновый, аргон-аргоновый, рубидий-стронциевый, самарий-неодимовый и др., применяемые чаще к отдельным минералам, но и к породам. Для молодых образований применяются радиоуглеродный, иониевый методы (изотопы с короткими периодами полураспада).

ГЕРЦИНИТ – минерал группы шпинелей, FeAl₂O₄. Образует твердые растворы с другими шпинелями и феррошпинелями. Парамагнетик. Встречается в ультраосновных и некоторых основных породах, например, в кумулятивных габбро, в регионально-метаморфизованных породах с кордиеритом, корундом, в титаномагнетитовых месторождениях.

ГЕТЕРОГЕННАЯ СИСТЕМА – макроскопически неоднородная система, состоящая из однородных частей, разделенных поверхностями раздела. Однородные части могут отличаться друг от друга составом и свойствами.

*ГЕТЕРОФАЗНОЕ ИЗМЕНЕНИЕ ТВЕРДОГО РАСТВОРА – переход гомогенного твердого раствора в гетерофазное состояние. Известны три типа гетерофазных изменений: 1) чистый распад – образование из гомогенного твердого раствора агрегата минералов при неизменном валовом составе, распад идет вдоль линии состава твердого раствора, например, в случае титаномагнетита вдоль линии Fe₂TiO₄-Fe₃O₄. Чистый распад происходит, если Р-Т условия находятся вне области устойчивого состояния твердого раствора. Согласно диаграмме состояния, для титаномагнетита промежуточного состава максимальная температура распада около 550°С, температура спинодального распада еще ниже. При температурах ниже 200°С термодинамически устойчивы близкие магнетиту и ульвошпинели крайние члены серии титаномагнетитов, образующие тонкие прорастания. При более высоких температурах продукты распада по составу сближаются, и выше 550С происходит гомогенизация титаномагнетита. Известны тонкие прорастания магнетита в пироксене, плагиоклазе – продукты чистого распада силикатов; 2) окислительный распад – образование из твердого раствора ряда минералов с изменением валового состава; состав продуктов такого распада зависит от температуры и летучести кислорода (см. например диаграмма Линдсли). Структура такого распада представляет собой прорастание менее титанистого, чем исходный титаномагнетита и гемоильменита, близкого по составу ильмениту, состав того и другого зависит от T-fO_2. Ширина ламеллей зависит от температуры окисления. Конечные продукты гетерофазного окисления титаномагнетита – магнетит, ильменит, гематит, анатаз, сфен, реже псевдобрукит, если температура окисления выше 600С; 3) грануляция – выделение зернистого агрегата магнетита и близкого анатазу вещества. Более известна низкотемпературная грануляция, однако есть данные и о высокотемпературной грануляции. Последняя идет не только в окислительных условиях, состав гранул – титаномагнетит, гемоильменит.

Магнитные признаки гетерофазного изменения титаномагнетита:

1) намагниченность насыщения и магнитная жесткость не уменьшаются, чаще увеличиваются и заметно растет точка Кюри. Это объясняется тем, что при гетерофазном изменении крупные зерна титаномагнетита разбиваются на мелкие блоки, ведущие себя нередко как однодоменные. Главная причина роста жесткости в большой дефектности и напряжениях, вызванных окислением. Намагниченность растет из-за того, что J_s магнетита, продукта гетерофазного изменения, гораздо больше, чем у исходного титаномагнетита. При тонком распаде любого вида, но без образования напряженной структуры, сохраняются или мало искажаются их доменная структура и магнитное состояние, соответственно должна сохраняться и их палеомагнитная информация. Это нередко наблюдается в природе. Высокая стабильность распавшегося титаномагнетита, особенно в результате высокотемпературного окисления, делает, как правило, такой материал надежным объектом для палеомагнитного изучения;

2) при нагревах гетерофазно измененного титаномагнетита кривая термомагнитного анализа либо обратима, либо сдвигается в сторону уменьшения точки Кюри и намагниченности. Такой эффект характерен для тонкого распада, когда при нагреве выше 500С идет частичная или полная гомогенизация титаномагнетита, даже при нагреве на воздухе, согласно диаграмме состояния. В результате, в частности, такого эффекта нередко Jst/Js1.

Печерский и др.,1975; Гапеев, Цельмович, 1988.

ГЁТИТ – минерал, гидроокисел железа, α-FeOOH. Ромбический, а=0.459нм, b=0.994нм, с=0.302нм. Удельный вес 4.3 г/см³, плотность упаковки 0.136-0.15. Антферромагнетик со слабым ферромагнетизмом, точка Нееля T_N ≈120°C. В природе часто встречается в виде гидрогетита (α-FeOOH^.nH₂O). Очень широко распространен в поверхностной высокоокислительной зоне, часто образуется при выветривании железосодержащих минералов, образуется также в результате прямого осаждения из морских и метеорных вод, встречается в болотах и источниках. У природных гидрогетитов магнитные свойства широко варьируют в зависимости от их агрегатного состояния, содержания воды. Например, у игольчатых гидрогетитов точка Кюри варьирует от 90° до 130°С, удельная намагниченность насыщения 0.06 Ам²/кг, T_N=60-150°С, остаточная коэрцитивная сила Н_сr>2500мТ, тогда как у землистонатечных гидрогетитов широкий спектр блокирующих температур, J_s=0.02Ам²/кг, Н_сr ≤10мТ. Как гетит, так и гидрогетит нестабильны к нагревам и близ 300°С переходят в гематит. При этом гематит во многом унаследует магнитные свойства гидрогетита.

ГИАЛО – приставка к названиям горных пород, обозначающая стекловатое состояние (гиалобазальт, гиалокластит).

ГИБРИДИЗМ – в петрологии процесс образования гибридных пород смешанного происхождения вследствие, например, ассимиляции вмещающих магму пород или смешения двух и более магм.

ГИГРОСКОПИЧНОСТЬ – свойство материалов поглощать (сорбировать) воду.

ГИДРАТАЦИЯ – присоединение воды к отдельным молекулам или ионам различных веществ, или к поверхностям тел, включая и частицы в дисперсных системах, под действием межмолекулярных или валентных сил. Гидратация часто приводит к образованию соединений – гидратов.

ГИДРОГЁТИТ – см. гидроокислы железа, гетит.

ГИДРООКИСЛЫ ЖЕЛЕЗА – аутигенные минералы, очень широко распространенные в поверхностной зоне высокого окисления, продукты окисления железосодержащих минералов в зоне выветривания. Известно несколько разновидностей гидроокислов железа, чаще всего встречающихся в природе: гетит, гидрогетит, лепидокрокит, гидрогематит, ферригидрит и др.

См. условия образования магнитных минералов, магнитные минералы осадков и осадочных пород.

ГИДРОСЛЮДЫ – минералы, обычные компоненты глин, являются терригенными и аутигенными минералами осадочных пород. Образуются также при гидротермальных изменениях пород.

ГИДРОТЕРМАЛЬНЫЙ – связанный с горячими водными растворами (гидротермами), возникающими, например, при остывании магм, при проникновении на глубину воды океана и ее разогрева в районах срединных хребтов близ рифтовых и т.п. (гидротермальные месторождения, гидротермальный метасоматоз и т.п.).

ГИДРОТРОИЛИТ – минерал, FeS^.nH₂O, распространен в придонных частях водоемов, природный гидрогель, существующий в восстановительной среде. Со временем переходит в пирит. Возникает в осадках при взаимодействии гироокислов железа со свободным сероводородом. Широко распространен в морских, океанских осадках, обогащенных органическим веществом (где затруднена циркуляция воды).

ГИПЕРБАЗИТЫ – ульраосновные породы.

ГИПЕРСТЕН – минерал, промежуточный член ряда твердых растворов ромбических пироксенов энстатит-ферросилит. Широко распространен в габбро, пироксенитах, в глубинных метаморфических породах.

ГИПЕРХРОН ГЕОМАГНИТНОЙ ПОЛЯРНОСТИ – единица магнитохронологической шкалы. См. шкала геомагнитной полярности.

ГИПОТЕЗА ВАЙНА И МЭТЬЮЗА – изящно и просто объясняет природу системы линейных магнитных аномалий, типичных для дна мирового океана, соединив высказанные в 1960-1961 годах геологами Р.Хессом и Х.Дитцем идеи разрастания дна океана с инверсиями земного магнитного поля. Согласно этой гипотезе происходит раздвижение океанского дна в обе стороны от центрального рифта. В образовавшиеся трещины рифтовой зоны поступает магма, которая, остывая, приобретает намагниченность, соответствующую геомагнитному полю времени этого остывания: как на ленте магнитофона, в зернах кристаллизующихся титаномагнетитов записываются в виде термоостаточной намагниченности при прохождении температуры через их точку Кюри изменения величины и направления геомагнитного поля, в частности смены его полярности. Так лавы, изверженные в центральных рифтах за последние 700 тысяч лет – т.е. в магнитохроне прямой полярности поля Брюнес, намагничены по современному полю, лавы, излившиеся от 2,5 Ма до 0,7Ма – т.е. в магнитохроне обратной полярности Матуяма, намагничены противоположно современному полю и т.д. Гипотеза Вайна-Мэтьюза является количественной основой концепции раздвижения дна океана (спрединга), и, в конечном счете – концепции тектоники плит; на ее базе построен вариант геомагнитной шкалы времени (аномалийная шкала) для последних 160 миллионов лет. Впервые гипотеза была опубликована в 1963 году и с тех пор подтверждена рядом независимых данных (данные глубоководного бурения о возрасте и магнитной полярности базальтов слоя 2А океанской коры, данные о "скорости" однофазного окисления титаномагнетитов в базальтах, сходство геомагнитных шкал времени, составленных по линейным магнитным аномалиям и по результатам палеомагнитного изучения разрезов вулканогенно-осадочных толщ на континентах и др.), т.е. ныне идеи Ф.Вайна и Д.Мэтьюза – не гипотеза, а установленный факт.

Вскоре по линейным магнитным аномалиям была построена шкала геомагнитной полярности для кайнозоя и позднего мела [Heirtzler et al.,1968], а затем и для позднего мезозоя [Larson, Pitman, 1972]. Однако возраст дна современного океана не превышает 170 млн. лет, соответственно, шкала, построенная по линейным магнитным аномалиям, ограничена этим возрастом, ограничена и ее детальность. Есть, правда, попытки находить более древние линейные аномалии на континентах, связанные с фрагментами палеоокеанской коры [Аплонов, 1990; Аплонов и др.,1996].

См. аномальное магнитное поле.

Vine, Matthews, 1963.

ГИСТЕРЕЗИС МАГНИТНЫЙ – см. магнитный гистерезис.

ГЛАВНОЕ МАГНИТНОЕ ПОЛЕ ЗЕМЛИ – основная часть геомагнитного поля, связанная с внутренними источниками, находящимися в ядре Земли. Морфологически состоит из дипольного поля и поля мировых аномалий, на которые накладывается поле вековых вариаций. Поле вековых вариаций изменяется достаточно быстро и его суммарное значение за 0,1-1 миллион лет равно нулю. Осредненное за большой промежуток времени главное магнитное поле Земли называется палеомагнитным полем.

Элементы магнитного поля Земли – это его напряженность и ее составляющие. Если поместить начало координат в точку наблюдения, то проекции вектора напряженности поля на оси X, Y, Z называются соответственно северной, восточной и вертикальной составляющими. Проекция вектора на горизонтальную плоскость называется горизонтальной составляющей. Вертикальная плоскость, в которой находится вектор напряженности поля, называется плоскостью магнитного меридиана, угол между географическим и магнитным меридианами – магнитным склонением (D), угол между горизонтальной плоскостью и вектором напряженности поля – магнитным наклонением (I). Наклонение считается положительным, когда вектор напряженности геомагнитного поля направлен вниз от земной поверхности в северном полушарии и вверх – в южном. См. геомагнитное поле.

ГЛИНИСТЫЕ МИНЕРАЛЫ – водные силикаты, главным образом алюминия и магния, а также железа, калия, натрия. Слагают основную часть осадочных глинистых пород, кор выветривания, почв, составляют дисперсную часть ряда обломочных, карбонатных и других горных пород и некоторых гидротермальных образований.

ГЛИНЫ – связные, несцементированные осадочные породы, в которых преобладают глинистые минералы; характеризуются сцеплением между частицами даже при большом количестве воды в осадке.

ГНЕЙС – метаморфическая порода с параллельно-сланцеватой текстурой. Состоит преимущественно из полевых шпатов, кварца и цветных минералов. Различаются парагнейсы, образованные из осадочных пород, и ортогнейсы из вулканитов. Эта группа пород формируется обычно в условиях направленных давлений «силикатной» зоны, соответственно, гнейсы большей частью слабо магнитны и обладают высокой магнитной анизотропией (текстурой). См. условия образования магнитных минералов, магнитные минералы метаморфических пород.

*ГОМОГЕНИЗАЦИЯ ТВЕРДОГО РАСТВОРА – согласно диаграммам состояния твердых растворов в области их стабильного однофазного существования распавшиеся твердые растворы должно гомогенизироваться (например, титаномагнетит выше 550°С). При окислительном распаде температура распада не зависит от диаграммы состояния твердого раствора, а определяется лишь неравновесной летучестью кислорода при данной температуре. Соответственно, гомогенизация таких распавшихся твердых растворов будет происходить при температуре не ниже температуры распада. Это позволяет восстановить состав первичного твердого раствора, а также оценить температуру распада. Если твердые растворы – магнитные минералы, то после их регомогенизации по данным термомагнитного анализа и изучения коэрцитивных спектров можно оценить степень гомогенности магнитных минералов в породе после термообработки, а по точке Кюри определить состав. Для контроля необходимо определить состав зерен и другим независимым методом. Гомогенизация как способ восстановления состава первичного твердого раствора может и не быть эффективной по следующим причинам: 1) из-за заметных изменений пород, сопровождающихся необратимым привносом-выносом материала зерен; 2) изменение магнитных минералов в процессе лабораторной термообработки; 3) несоответствие режима гомогенизации режиму кристаллизации первичного твердого раствора. Нужен оптимальный режим лабораторной термообработки – достаточно высокая температура (но не плавление!), чтобы термообработка была короткой, тогда роль п.3 доводится до минимума.

ГОМОГЕННАЯ СИСТЕМА – система, свойства которой меняются в пространстве непрерывно. У однородной гомогенной системы свойства в различных ее частях одинаковы, у неоднородной – различны, но внутри нее отсутствуют поверхности раздела, отделяющие части с разными свойствами, составом. См. гетерогенная система.

ГОНДВАНА – древний суперконтинент, включающий материки южного полушария – Южную Америку, Африку, Австралию и Антарктиду.

ГОРНАЯ ПОРОДА – естественный агрегат минералов определенного состава и строения, зависящий от условий образования этого ансамбля минералов и возникший в результате определенных геологических процессов.

ГОРНБЛЕНДИТ – полнокристаллическая порода, состоящая преимущественно из амфибола. Образуется или непосредственно при кристаллизации из магмы, или в результате автометасоматического замещения пироксена амфиболом в пироксените.

ГОРЯЧИЕ ТОЧКИ (ПЯТНА) – куполообразные структуры выхода базальтовых магм; проявления внутриплитового вулканизма, не приуроченного к границам плит. Характеризуются повышенным тепловым потоком. В базальтах горячих точек обычно повышенные концентрации железа и титана, повышенное содержание титаномагнетита и соответственно повышенная намагниченность и высокая интенсивность магнитных аномалий над базальтами горячих точек. Горячие точки (пятна) – предполагаемы след (выход на поверхность) поднимающихся в мантии струй – плюмов. Материал мантии в таких струях менее истощен, чем в восходящих конвективных потоках более дифференцированной (истощенной) мантии под срединными океанскими хребтами.

См. плюм.

ГРАБЕН – опущенный блок земной коры, ограниченный сбросами.

ГРАНАТЫ – группа минералов-силикатов, образующих серии твердых растворов: пироп-альмандин-спессартин, гроссуляр-андрадит-уваровит. Общая формула М²⁺₃М³⁺₂(М⁴⁺О₄)₃, где М²⁺ – Mg, Fe²⁺, Mn, Ca; M³⁺ – Al, Fe³⁺, Cr; M⁴⁺ – Si, Ti. Распространены в глубинных магматических и метаморфических породах, скарнах.

ГРАНЕЦЕНТРИРОВАННАЯ РЕШЕТКА – кристаллическая решетка, в которой узлы располагаются в вершинах параллелепипеда (куба, если решетка кубическая) и в центрах двух или всех шести граней. Этот тип решетки имеют феррошпинели, многие металлы.

ГРАНИТОИДЫ – группа кислых и переходных к средним полнокристаллических магматических и метаморфических пород; включают граниты, гранодиориты и их разновидности

ГРАНИТЫ – полнокристаллические кислые породы, богатые кремнеземом (SiO₂). Состоят из кварца, полевых шпатов, подчиненного количества цветных минералов (чаще биотита, мусковита, роговой обманки). Обычен акцессорный магнетит (низкотитановый титаномагнетит), концентрация его существенно зависит от условий образования (температуры, летучести кислорода, участия воды и др.). По происхождению выделяются два типа гранитов: 1) магматические (интрузивы, анатексис) и 2) метасоматические, возникшие в процессе переработки метаморфических пород в зоне гранитизации. Магнетит кристаллизуется главным образом в магматических гранитах жестких участков земной коры, такие граниты часто имеют весьма высокую намагниченность; метасоматические граниты и соскладчатые магматические граниты обычно почти не содержат магнитных минералов, т.е. практически немагнитны.

ГРАНИЦЫ СКОЛЬЖЕНИЯ – границы плит по трансформным разломам, где литосфера не образуется (как по конструктивным границам) и не уничтожается (как по деструктивным границам).

ГРАНОДИОРИТ – кислая полнокристаллическая порода промежуточного состава между гранитом и диоритом.

ГРАНУЛИТЫ – глубинные метаморфические породы разного состава, образующиеся в широком диапазоне давлений и при высоких температурах 600-1000°С. Магнетизм этой группы пород определяется, прежде всего, содержанием магнитных минералов в исходных породах. Так, гранулиты, образованные по осадочным породам, как правило, практически немагнитны, намагниченность же бывших магматических пород широко варьирует, сохраняя «память» об их исходной намагниченности.

ГРАНУЛЯЦИЯ – замещение крупных зерен минералов агрегатом мелких зерен близкого первым состава в процессе метаморфизма. См. гетерофазное изменение твердых растворов.

ГРЕЙГИТ – минерал группы шпинели, Fe₃S₄, сульфидный аналог магнетита; а=0,9876нм. Термически устойчив ниже 180-200°С. Ферримагнетик, Т_с=307°С. Распространен в осадочных породах (глинах, углях), находящихся в восстановительных условиях, в гидротермальных месторождениях с пиритом, марказитом, пирротином.

Воган, Крейг,1981.

ГРЮНЕРИТ – минерал, амфибол, (Fe,Mg)₇(OHSi₄O₁₁)₂. Встречаются в регионально и термически метаморфизованных породах.

назад

Д

назад

ДАЙКА – пластинообразное, вертикальное или крутопадающее тело, обычно образуется путем заполнения трещин магмой, осадком.

ДАЛЬНИЙ МАГНИТНЫЙ ПОРЯДОК – порядок в ориентации магнитных моментов атомов (ионов) вещества, распространяющийся на расстояния, во много раз превышающие межатомные. Дальний магнитный порядок приводит к образованию магнитноупорядоченной структуры, ферро- или антиферромагнитной.

ДАЦИТ – вулканическая порода промежуточного состава между андезитом (средние) и липаритом (кислые).

ДВИЖЕНИЕ ПОЛЮСА – см. блуждания геомагнитного полюса, блуждания палеомагнитного полюса, кажущиеся движения полюса.

ДВУХЪЯРУСНЫЙ СТАТИСТИЧЕСКИЙ АНАЛИЗ используется для установления близости древней компоненты J_n к первичной. Значимость межпластового разброса с вероятностью 95% свидетельствует о том, что процесс приобретения стабильной части J_n контролировался последовательностью напластования. В случае синхронной (первичной) остаточной намагниченности стандартное угловое отклонение ₆₃=81/(К_м)^1/2, где К_м – межпластовая кучность, характеризует суммарную амплитуду палеовековых вариаций геомагнитного поля. Метод двухъярусного статистического анализа существует в нескольких модификациях и наиболее полно описан в [McFadden, 1982].

ДЕЗАККОМОДАЦИЯ – смещение и стабилизация со временем положения доменных границ, в результате чего возрастает жесткость магнитного материала. Это одно из проявлений последействия, связанное с диффузионными процессами в материале. Процесс дезаккомодации сказывается на ряде магнитных свойств, например на магнитной восприимчивости.

ДЕЛЮВИЙ – тип отложений, продукт накопления смытых и сползших со склонов обломков и рыхлых продуктов выветривания. Характерна слоистость, параллельная склону, а не горизонтальная.

ДЕНУДАЦИЯ – снос продуктов выветривания (под действием силы тяжести), в результате чего происходит сглаживание рельефа.

ДЕПРЕССИЯ – понижение, углубление земной поверхности.

ДЕСОРБЦИЯ – явление, обратное адсорбции, т.е. отрыв молекул, заполняющих поры или покрывающих поверхность адсорбента.

ДЕСТРУКТИВНЫЕ (КОНВЕРГЕНТНЫЕ) ГРАНИЦЫ ПЛИТ – граница сходящихся, сталкивающихся плит. Часто при этом одна из плит пододвигается под другую. Характерен известково-щелочной магматизм. См. вулканические островные дуги.

ДЕТРИТНАЯ ОСТАТОЧНАЯ НАМАГНИЧЕННОСТЬ – седиментационная остаточная намагниченность. Этот термин употребляется в зарубежной литературе – Detrital Remanent Magnetization (DRM). См. ориентационная остаточная намагниченность.

ДЕФЕКТЫ В КРИСТАЛЛАХ – любое нарушение периодичности решетки идеального кристалла. Дефекты могут быть атомарного или макроскопического размера. Образуются дефекты в процессе кристаллизации, под давлением тепловых, механических и других воздействий. Разновидности дефектов: точечные – вакансии, сместившиеся и внедрившиеся атомы, ионы; линейные – дислокации; плоскостные – границы двойников кристаллов, границы между зернами; объемные. Дефекты сильно влияют на физические свойства кристаллов, в частности, на магнитные.

ДЖЕМСОНИТ – минерал, Pb₄FeSb₆S₁₄. Встречается в низко- и среднетемпературных свинцово-цинковых, серебряно-сурьмяных и др. месторождениях.

ДЖЕСПИЛИТЫ – железистые кварциты.

ДЖОЗЕФИНИТ – железоникелевый сплав, Ni/Fe = 2-3. Ферромагнетик. Встречается в серпентинизированных перидотитах.

ДИАБАЗ – полнокристаллическая палеотипная магматическая порода основного состава – измененный вторичными процессами долерит.

ДИАГЕНЕЗ – перерождение, преобразование осадка, превращение его в осадочную породу, т.е. процесс физико-химического перехода неравновесной системы осадка в состояние равновесия. Самым ранним является процесс поглощения организмами свободного кислорода иловой воды, после чего начинается восстановление окислов Fe³⁺, Mn⁴⁺ и др. Понижается Еh (окислительный потенциал) и обычно повышается рН (водородный показатель), т.е. среда становится более щелочной. Ряд метастабильных минералов и других веществ растворяются в воде, разлагается органическое вещество. В итоге состав воды в осадке изменяется коренным образом, что сказывается на минералообразовании. Два этапа – окислительный и восстановительный – в сумме составляют ранний диагенез. Параллельно уменьшается количество иловой воды, осадок в некоторой степени литифицируется. Роль диагенеза в палеомагнитном плане сказывается в возможном растягивании во времени фиксации остаточной намагниченности, как ориентационной, так и кристаллизационной, т.к. в процессе диагенеза могут образоваться новые магнитные аутигенные минералы.

ДИАГРАММА АРАИ-НАГАТЫ – графическое изображение части естественной остаточной намагниченности и парциальной термонамагниченности, соответственно, разрушенной в нулевом магнитном поле и созданной в известном магнитном поле в одном и том же интервале температуры. Наклон линейного участка такого графика равен отношению палеонапряженности к напряженности лабораторного магнитного поля создания термоостаточной намагниченности. Линейность диаграммы – одно из доказательств термической природы естественной остаточной намагниченности. График заметно отклоняется от линейного в случае существенного вклада в намагниченность многодоменных зерен, заметных искажений первичной намагниченности, большой разницы в скорости природного остывания тела от остывания образца в лабораторных условиях и др.

См. законы Телье, палеонапряженность.

ДИАГРАММА ЗИЙДЕРВЕЛЬДА [Zijderveld, 1967] – наглядный графический способ представления поведения вектора J_n в ходе чистки, выделения компонент J_n. Диаграмма представляет собой совмещение на одном рисунке двух ортогональных проекций траектории движения конца вектора в процессе его разрушения. Широко используется при обработке и анализе палеомагнитных данных. Предложен алгоритм выделения линейных сегментов на диаграммах в процессе чистки, который реализован в ряде вычислительных программ.

В силу своей природы палеомагнитные направления и на микроуровне (отдельное зерно магнитного минерала), и на макроуровне (геологическое тело – лавовый поток, слой осадка) имеют существенный разброс и требуют обязательной статистической обработки с оценкой вида распределения. Реальный смысл имеют только средние направления. В зависимости от задачи осреднение может быть на уровне единичного потока, слоя (изучение тонкой структуры поля, выявление на ее фоне кратковременных локальных механических движений и др.) и в интервале многих миллионов лет (построение траектории ПМП, региональные палеотектонические реконструкции и др.).

ДИАГРАММА ЛИНДСЛИ – эмпирическая диаграмма Т-fO₂ для равновесных состояний совместно кристаллизующихся титаномагнетитов и гемоильменитов разного состава. Точка пересечения линий составов сростков зерен титаномагнетита и гемоильменита однозначно определяет температуру и летучесть кислорода при их совместном образовании.

Spencer, Lindsley, 1981.

ДИАГРАММА ПРЕЙЗАХА-НЕЕЛЯ – графическое изображение магнитного состояния материала, как распределение на плоскости фиктивных магнитных частиц в координатах их критических магнитных полей. Простой и наглядный способ графического представления и расчета разных видов остаточной намагниченности, их коэрцитивных спектров, оценки магнитного состояния материала, доменной его структуры, степени взаимодействия однодоменных зерен и др.

Шолпо, 1977.

ДИАГРАММА РИДМАНА-О'РЕЙЛИ СТЕПЕНИ ОКИСЛЕНИЯ ТИТАНОМАГНЕТИТА – треугольная диаграмма FeO-TiO₂-Fe₂O₃, на которой нанесены изолинии степени однофазного окисления титаномагнетита (z), изолинии точек Кюри и изолинии параметров кристаллической решетки титаномаггемитов с разными исходными составами (х) и разными z. Зная две характеристики из четырех перечисленных, можно определить остальные. Диаграмма эмпирическая, уточнена японскими исследователями Ниситани и Коно.

ДИАГРАММЫ СОСТОЯНИЯ (равновесия, устойчивости, фазовая диаграмма) – графическое изображение равновесных состояний вещества при разных параметрах, определяющих эти состояния (температура, давление, концентрация). Диаграммы дают информацию о характере фаз и фазовом составе вещества в зависимости от перечисленных и некоторых других параметров (объем, магнитное поле и др.).

ДИАЛЛАГ – минерал, моноклинный пироксен (диопсид или авгит), обладающий хорошо выраженной отдельностью по [100], к которой обычно приурочены тонкие выделения магнетита и ильменита. Естественная остаточная намагниченность таких выделений первичная и высокостабильная. Именно такие объекты – наилучшие для получения непрерывной записи тонкой структуры геомагнитного поля.

См. габбро-пироксенитовые расслоенные интрузивы.

ДИАМАГНЕТИЗМ – способность вещества намагничиваться противоположно внешнему магнитному полю.

ДИАМАГНЕТИКИ – вещества, не имеющие собственного магнитного момента, намагничивающиеся во внешнем магнитном поле в противоположном ему направлении. Магнитная восприимчивость диамагнетиков всегда отрицательная, ее величина не превышает 10^-5 ед. СИ и не зависит от температуры. К диамагнетикам относятся инертные и некоторые другие газы как азот, водород, кремний фосфор, золото и др. элементы, многие органические и неорганические соединения – кварц, кальцит, полевые шпаты и др.

ДИВЕРГЕНТНЫЕ ГРАНИЦЫ ПЛИТ. См. конструктивные границы плит.

ДИНАМИЧЕСКАЯ ОСТАТОЧНАЯ НАМАГНИЧЕННОСТЬ (Jrd) – намагниченность, образующаяся в постоянном магнитном поле при неоднократном изменении нагрузки или переменных нагрузках, что ведет к изменению уровня энергетических барьеров. По величине и стабильности J_rd меньше идеальной остаточной намагниченности J_ri.

ДИНАМОМЕТАМОРФИЗМ – структурное и в меньшей мере минералогическое преобразование породы под воздействием давления при складкообразовании и т.п. тектонических процессах. Продукты такого метаморфизма – катаклазиты, милониты, различные сланцы.

ДИОРИТ – полнокристаллическая средняя порода, состоящая из плагиоклаза и цветных минералов (около 30%). Иногда присутствует кварц (кварцевые диориты). Резкой границы между диоритами и гранодиоритами нет.

ДИПОЛЬНОЕ ГЕОМАГНИТНОЕ ПОЛЕ – условно выделяемая часть главного геомагнитного поля, создаваемая однородной намагниченностью земного шара (диполем, помещенным близ центра Земли). Анализ показал, что наиболее близким к магнитному полю Земли является поле диполя с осью, наклоненной на 11,5° к оси вращения Земли и центром, отстоящим от центра Земли на 400км. Один из главных постулатов палеомагнетизма: при осреднении за достаточно большой промежуток времени геомагнитное поле является полем центрального осевого диполя, т.е. диполя, расположенного в центре Земли, ось которого совпадает с осью вращения Земли. Постулат подтверждается положением палеомагнитного полюса в позднем кайнозое, позднем палеозое (для северной Евразии). Из более детальных палеомагнитных данных следует, что геомагнитный диполь в течение фанерозоя был смещен в сторону Тихого океана на 400-800км.

ДИСЛОКАЦИИ – 1) линейные дефекты кристаллической решетки, нарушающие правильное чередование атомных плоскостей. Дислокации влияют на ряд физических свойств, в том числе существенно влияют на магнитные свойства; 2) деформации пород, связанные с тектоническими движениями, оползнями и др.

ДИССОЦИАЦИЯ – распад молекулы, радикала, иона или молекулярного соединения на части.

ДИФФЕРЕНЦИАЛЬНЫЙ ТЕРМОМАГНИТНЫЙ АНАЛИЗ (ДТМА) – модификация термомагнитного анализа, в которой регистрируется температурная зависимость скорости изменения магнитных величин, т.е. первые производные по температуре намагниченности, остаточной намагниченности.

ДИФФЕРЕНЦИАЦИЯ МАГМЫ – совокупность процессов, приводящих к образованию из магмы разных по составу горных пород. Различаются: 1) кристаллизационная дифференциация – дифференциация магмы в процессе отсадки кристаллизующей твердой фазы, т.е. разделение на кристаллизующуюся (твердую) часть и остаточную жидкость; 2) собственно магматическая дифференциация – разделение в жидкой фазе (ликвация и т.п.); 3) конвективная дифференциация. Основные предпосылки для дифференциации магмы: изменение Р-Т условий, гравитация, ассимиляция, движение и пр.

ДИФФУЗИЯ – взаимное проникновение соприкасающихся веществ друг в друга, вызванное тепловых движением частиц и ведущее к их равномерному распределению по занимаемому объему. Диффузию ускоряют дефекты, напряжения, конвекция. Длительная термообработка благодаря и согласно II Закону термодинамики ведет к частичному или полному уничтожению магнитных минералов, переходу железа и титана в окружающие силикаты. Отсюда следует, что термальный метаморфизм, в общем, способствует понижению намагниченности пород.

*ДЛИННОПЕРИОДНЫЕ ЦИКЛИЧЕСКИЕ ИЗМЕНЕНИЯ ГЕОМАГНИТНОГО ПОЛЯ. Известны циклические изменения геомагнитного поля порядка десятков и сотен миллионов лет. Судя по их длительности, эти наведенные колебания отражают процессы в мантии, влияющие на состояние жидкого ядра. а) Из выделенных “периодов", подавляющее большинство представляет собой краткие "всплески", по продолжительности близкие одному-двум полным колебаниям и лишь изредка – от трех до пяти колебаний данного периода; б) колебания различных характеристик с близкими периодами большей частью не синхронны. Можно говорить о предпочтительных интервалах "периодов" независимо от времени их проявления – 20-30, 40-45, 60-70, 80-100, 130-140, 160-180, 250-260, 300-320, 500-600 млн. лет; в фанерозое наиболее четко группируются колебания всех характеристик поля c периодом »100 млн. лет; в) нередко периоды колебаний плавно меняются во времени. Большей частью со временем период уменьшается, отражая общее ускорение процесса; г) во всех временных рядах видна граница фанерозоя и рифея. Устойчивость полученных результатов подтверждается их сходством при проведении вейвлет-анализа с разными окнами сглаживания. В неогее существовали два главных режима генерации поля: 1) устойчивое состояние почти без инверсий с минимальными вариациями палеонапряженности, охватывающее десятки млн. лет, такие интервалы расположены через ~100 млн. лет в фанерозое и через 160-200 млн. лет во всем неогее, 2) неустойчивое состояние частых инверсий, близкое хаотическому, с максимальными вариациями палеонапряженности.

Можно говорить о трех уровнях связей между процессами в ядре и низах мантии и у поверхности Земли. Первый уровень – весь неогей. Это существенные изменения всех характеристик геомагнитного поля в рифее и венде-фанерозое, в то же время резкое различие в степени расчлененности хроностратиграфической шкалы, отражающее мощный подъем в развитии разнообразных форм жизни, начиная с венда-кембрия, это нарушение цикличности в поведении скорости движения плит и завершающий этап существования и раскол Родинии. Поведение геомагнитного поля в рифее и венде-фанерозое имеет разную фрактальность.

Второй уровень – масштаб геологических эр – отставание начала геологических эр от начала роста частоты геомагнитных инверсий. Отставание составляет 35-60 млн. лет, что соответствует скорости передачи энергии от границы ядро-мантия к поверхности Земли 4-10 см/год Намечается приуроченность минимальной скорости движения плит к интервалам устойчивой полярности поля. При этом интервалы длительной устойчивой полярности геомагнитного поля, обычно предшествующие началу геологических эр, имеют цикличность, близкую продолжительности эр – 160-200 млн. лет (за исключением двух аномалий между 1150 и 1100 и между 700 и 630 млн. лет назад) и близкую галактическому году. Неравномерное приливное замедление вращения Земли коррелирует с крупными интервалами одной геомагнитной полярности. Такая закономерность подтверждается фрактальной размерностью частоты инверсий в неогее около 0,9.

Третий уровень – масштаб геологических периодов – это двоякая связь процессов на поверхности и у ядра Земли: 1) синхронность темпов изменения органического мира, скоростей движения континентальных плит и других геологических событий с частотой инверсий и относительной вариации палеонапряженности. 2) отставание экстремумов скорости движения плит (преимущественно на 30-60 млн. лет) от экстремумов частоты инверсий на время. Интервалы явного преобладания «синхронного» и «несинхронного» интервалов чередуются.

Приведенные данные можно объяснить действием двух типов механизмов – внешний, синхронный и внутренний, с которым связано отставание процессов на поверхности Земли от процессов у ядра. Между этими процессами нет прямой причинно-следственной связи, скорее это результат действия на все процессы некоего общего механизма. К синхронным можно отнести такие процессы как изменения положения оси вращения из-за дрейфа континентов, эволюция системы Луна-Земля, Земли в составе Солнечной системы и в общей эволюции Галактики. Режимы замедления-ускорения вращения Земли должны приводить к смене геомагнитной полярности и предпочтению одной из полярностей. С другой стороны, отставание процессов на поверхности Земли от процессов на границе ядра и мантии проще всего представить как результат передачи энергии от границы ядра и мантии (слой D") к поверхности Земли (плюмы, конвекция в мантии и т.п.). Величина отставания соответствует скорости передачи энергии от ядра к поверхности Земли 5-10см/год, что согласуется со скоростями дрейфа основных плит.

Pechersky, 1998

ДОЛЕРИТ – полнокристаллический равномернозернистый базальт, не содержащий стекла.

ДОМЕННАЯ ГРАНИЦА (СТЕНКА БЛОХА) – переходный слой между доменами, в котором вектор магнитного момента постепенно поворачивается от его направления в одном домене к другому. В титаномагнетитах, например, толщина стенки варьирует от 50 до 500 нм.

ДОМЕНЫ – области химически однородной среды, отличающиеся физическими свойствами либо упорядоченностью в расположении частиц. Магнитные домены – области самопроизвольной намагниченности, на которые разбивается магнитный материал ниже критической температуры (точки Кюри, Нееля). Разбивка магнетиков на домены происходит из-за конкурирующего действия обменных сил (взаимодействие спинов атомов) и магнитных сил (магнитостатическое взаимодействие). В результате образуется магнитная структура, имеющая минимум магнитной энергии. Суммарный магнитный момент такого материала равен нулю. Намагничивание магнитного материала заключается в перемагничивании доменов по направлению намагничивающего поля (см. магнитный гистерезис). Резкие границы между доменами энергетически невыгодны. Поэтому между доменами образуется переходный слой (см. доменная граница). Существует критический переходный размер зерен от многодоменного к однодоменному состоянию. Этот размер зависит от типа магнитного упорядочения, т.е. от энергии взаимодействия атомов – чем она больше, тем меньше критический размер. Так, у слабого ферромагнетика гематита критический размер достигает 2,5 мм, тогда как у изометричных зерен ферримагнетика магнетита он менее 0,1 мкм. Промежуточное состояние между одно- и многодоменным называется псевдооднодоменным. Однодоменные зерна отличаются от многодоменных рядом специфических магнитных свойств, в частности, наиболее высокой магнитной жесткостью, относительно высокой остаточной намагниченностью и относительно низкой магнитной восприимчивостью. Из-за магнитостатического взаимодействия между близко расположенными однодоменными зернами различия в магнитных свойствах между ансамблями одно- и многодоменных зерен сглаживаются. Однодоменные зерна, благодаря высокой магнитной стабильности, наиболее надежно сохраняют палеомагнитную информацию. Состояние мелких однодоменных магнитных зерен, время релаксации магнитного момента которых не более времени измерения намагниченности, называется суперпарамагнитным. Такие частицы ведут себя в магнитном отношении подобно парамагнитным, но намагниченность их при этом гораздо выше, чем у парамагнетиков. С ростом температуры предельный размер частиц, ведущих себя как суперпарамагнитные, повышается. Граница суперпарамагнетизма (и соответственно область размера частиц) во времени строго не определена и зависит от задач и методов исследования. См. диаграмма Прейзаха-Нееля, термомагнитный тест Большакова-Щербаковой.

ДРЕВНИЕ (СТРАТИГРАФИЧЕСКИЕ) КООРДИНАТЫ – географические координаты палеомагнитного полюса, палеомагнитного направления и т.д. после приведения объекта измерений в палеогоризонтальное положение (выравнивание тектонического наклона пластов до горизонтального положения). См. тест складки Грэхема, палеомагнитная надежность.

ДРЕЙФ ГЕОМАГНИТНОГО ПОЛЯ – смещение во времени на запад изопор, фокусов векового хода, центров мировых магнитных аномалий со средней скоростью 0,2^о в год, обнаруженное по данным обсерваторских наблюдений. Это явление названо западным дрейфом. Анализ палеомагнитных данных показывает существование дрейфа поля и в других направлениях.

ДРЕЙФ КОНТИНЕНТОВ – изменения положения континентов и других крупных блоков земной коры во времени. Мобилистская гипотеза, впервые высказанная Вегенером, впоследствии количественно обоснованная и получившая дальнейшее развитие, благодаря палеомагнитным данным. Ныне является главной составной частью тектоники плит, далее развивающей идеи мобилизма.

ДУНИТ – ультраосновная порода, состоящая из оливина. Присутствует акцессорный хромит. По современным представлениям большинство дунитов – остаток мантийного материала после выплавки из него основной базальтовой магмы. Оливиниты отличаются от дунитов отсутствием хромита. Дуниты, как и другие мантийные породы, немагнитны.

назад

Е

назад

ЕСТЕСТВЕННАЯ ОСТАТОЧНАЯ НАМАГНИЧЕННОСТЬ (Jn, NRM) – остаточная намагниченность (см.), закрепленная в магнитных (магнитноупорядоченных) минералах горных пород, отпечаток прошлого геомагнитного поля, "окаменелый" магнетизм. Благодаря J_n, сохранена запись древнего геомагнитного поля, единственного на сегодня геофизического поля; чтение этой записи позволяет восстановить историю геомагнитного поля, а через нее динамику ядра Земли, историю движения континентов, осуществлять палеотектонические реконструкции разного масштаба, создать геомагнитную шкалу времени – шкалу полярности геомагнитного поля и др. (см. палеомагнетизм, магнитостратиграфия, магнитотектоника, геомагнитная шкала времени). Обычно J_n включает ряд составляющих, возникших в разные моменты существования горной породы и в разной степени нарушенных к моменту измерения J_n. Разделение J_n на компоненты осуществляется физическими и геофизическими методами.

Изучение природы компонент J_n, помимо палеомагнитного значения, дает ценную петромагнитную информацию об условиях образования и изменения магнитных минералов, например, о температуре и др. Основной закон распределения величин J_n, как и магнитной восприимчивости, в генетически единой группе образцов горных пород логарифмически нормальный, что связано с главной зависимостью J_n от концентрации магнитных минералов в породе.

назад

Ж

назад

ЖЕЛЕЗИСТЫЕ КВАРЦИТЫ – глубоко метаморфизованные осадочные породы или вулканогенно-осадочные кварцево-железистые породы, широко распространенные в докембрийских толщах. К ним приурочены крупнейшие месторождения железа. Породы полосчатые, с ней связана очень высокая магнитная анизотропия, магнитная текстура. Значительная часть естественной остаточной намагниченности железистых кварцитов приходится на вязкую намагниченность.

ЖЕЛЕЗИСТО-КАРБОНАТНЫЕ (МЕТАЛЛОНОСНЫЕ) ОСАДКИ – красновато-коричневые карбонатные (фораминиферовые) илы, содержащие более 5% железа. Последнее представлено аутигенными гидроокислами. Нередко обогащены Ni, Co, Cu, Pb. По-видимому, формируются под воздействием гидротерм на дне океана близ разломов. Их появление и накопление коррелирует со скоростью спрединга.

ЖЕЛЕЗИСТЫЕ ОСАДКИ – осадки, содержащие более 5% железа. Железо может быть аллотигенным (обломочные и вулканогенные минералы) и аутигенным. К слабожелезистым осадкам (5-10% Fe) относятся прибрежные вулканогенные и терригенно-вулканогенные пески и алевриты, обогащенные обломочными железосодержащими минералами, и разновидности глинистых осадков с повышенным содержанием аутигенных гидроокислов железа (пелагические глины океанских котловин) и обломочных железистых минералов (реже). К железистым (10-20% Fe) и высокожелезистым (20-30% Fe) осадкам относятся преимущественно аутигенные образования типа железистых корок, железомарганцевых конкреций и тонкодисперсные железистые осадки районов вулканической и поствулканической деятельности (например, металлоносные осадки в океане и палеоокеане), болотные железные руды, некоторые прибрежные россыпи.

ЖЕЛЕЗНАЯ ШЛЯПА – верхняя окисленная часть сульфидных месторождений, богатых пиритом. Шляпа состоит преимущественно из различных гидроокислов железа (гётит, гидрогетит и др.), иногда и гематита и других минералов. В процессе окисления шляпа обогащается рядом полезных ископаемых, даже если исходные породами не являлись рудами.

ЖЕЛЕЗО – металл, -фаза (ниже 910С) имеет объемно-центрированную кубическую решетку, а=0,2866нм; между 910 и 1400С --фаза с гранецентрированной кубической решеткой, а=0,364нм. Плотность упаковки 1,41. Ферромагнетик, Т_с=769C. Как элемент железо является главным компонентом всех природных магнитных и парамагнитных минералов. Природное самородное железо встречается в метеоритах (сплав с никелем), в лунных породах. На Земле этот минерал экзотический, попадается в специфических восстановительных условиях, например, на контакте магматической породы с углем. В базальтах обнаружены самородки железа весом до нескольких тонн. Известен один пример обнаружения металлического железа в глубинных породах: ксенолиты гранулитов из кимберлитов западной Африки содержат до 0,1 мас.% металлического железа в виде мелких включений в распавшемся ильмените [Toft, Haggerty, 1988]. См. условия образования магнитных минералов.

ЖЕЛЕЗОБАКТЕРИИ – группа бактерий, участвующих в образовании отложений гидрата окиси железа. Автотрофная бактерия Thiobacillus ferrooxidans окисляет Fe²⁺ в Fe³⁺ в сильно кислой среде (рН=2-4); окисляет многие сульфиды металлов. Другая группа бактерий окисляет железо при рН=7. Некоторые бактерии разлагают железосодержащие органические вещества, высвобождая ионы железа, которые выпадают из раствора в виде аморфной гидроокиси железа.

ЖЕЛЕЗОМАРГАНЦЕВАЯ КОРКА – слой аутигенных гидроокислов Fe и Mn, покрывающий коренные породы, обломки и другие твердые предметы, лежащие на дне морей и океанов. По составу близки к железомарганцевым конкрециям. Подобные корки образуются и при так называемом «пустынном загаре» пород, содержащих железо.

ЖЕЛЕЗОМАРГАНЦЕВЫЕ КОНКРЕЦИИ – см. конкреции.

ЖЕЛОБ (ГЛУБОКОВОДНЫЙ, ОКЕАНСКИЙ) – узкая глубоководная впадина в океане, линейно вытянутая вдоль вулканической островной дуги или континентальной окраины со стороны океана. Согласно тектонике плит желоб – это зона погружения (субдукции) океанской литосферы.

ЖЕСТКОСТЬ – см. магнитная жесткость.

ЖИЛА – протяженное в двух направлениях геологическое тело, образовавшееся в результате заполнения полости трещин минеральным веществом (жила выполнения) либо вследствие метасоматического замещения горной породы вдоль трещины (жила замещения).

назад

З

назад

ЗАКАЛКА – быстрое охлаждение материала, предотвращающее развитие процессов перехода его из состояния, равновесного при высокой температуре, в состояние, устойчивое при низкой температуре. В экспериментах используется для фиксации высокотемпературного состояния вещества. Зона закалки в изверженных породах – это эндоконтакты интрузивов, возникшие при быстром остывании тела на контакте с холодными вмещающими породами; это подошвы лавовых потоков, края подушечных лав (быстрое остывание при излиянии лавы в воду) и т.п. В зоне закалки породы стекловатые, тонкозернистые; петрохимический состав их наиболее близок составу материнской магмы. Однако состав первичных магнитных минералов отличается от их состава во внутренних частях магматических тел из-за нарушения равновесных окислительных и других условий в сторону более высокой летучести кислорода, в результате кристаллизуются менее титанистые титаномагнетиты вплоть до магнетита. Сказанное существенно влияет на магнитные свойства пород из зоны закалки (рост точек Кюри, магнитной жесткости, уменьшение намагниченности и др.). Так что для петромагнитного изучения происхождения магмы, условий в ней, зоны закалки не годятся, в то же время – это благоприятные объекты для палеомагнитных исследований.

ЗАКОН АДДИТИВНОСТИ ПАРЦИАЛЬНЫХ ТЕРМОНАМАГНИЧЕН-НОСТЕЙ – см. законы Телье.

ЗАКОН КЮРИ-ВЕЙСА – обратно пропорциональная зависимость магнитной восприимчивости от температуры для парамагнетиков (значит и для магнетиков выше их точки Кюри или точки Нееля). Зависимость имеет вид κ=С/(T-D), где С и D – константы, для магнитных материалов D=T_c .

ЗАКОН НАМАГНИЧИВАНИЯ РЭЛЕЯ (ОБЛАСТЬ РЭЛЕЯ) – зависимость намагниченности магнитных материалов от напряженности магнитного поля в слабых полях, когда напряженность поля, действующая на образец, много меньше его коэрцитивной силы. В этой области производная намагниченности линейно зависит от напряженности намагничивающего поля.

ЗАКОН НЕЗАВИСИМОСТИ ПАРЦИАЛЬНЫХ ТЕРМОНАМАГНИЧЕН-НОСТЕЙ – см. законы Телье.

ЗАКОНЫ ТЕЛЬЕ – законы поведения парциальных термоостаточных намагниченностей (pTRM). Закон аддитивности или закон сложения парциальных термоостаточных намагниченностей. Если создается последовательность pTRM от температур Т₁ до Т₂, от Т₂ до Т₃ и т.д., от Т_n-1 до Т_n, то их сумма равна парциальной термонамагниченности от Т₁ до Т_n . Этот закон справедлив как для процесса термонамагничивания, так и терморазмагничивания.

Закон независимости парциальных термоостаточных намагниченностей. PTRM, созданная в интервале от Т₁ до Т₂ остается неизменной при нагреве образца в отсутствие магнитного поля до температуры, меньшей Т₂, и полностью исчезает при нагреве образца до температуры выше Т₁, частично исчезает, если температура нагрева между Т₁ и Т₂. Закон независимости выполняется для однодоменных зерен и не выполняется для многодоменных магнитных зерен. На этом построен термомагнитный тест Большакова-Щербаковой доменной структуры материала. См. термоостаточная намагниченность, диаграмма Араи-Нагаты и др.

ЗАКРЫТАЯ СИСТЕМА – физико-химическая система, у которой отсутствует взаимодействие с внешней средой. Имеется лишь энергетическое взаимодействие (например, поступление или потеря тепла). Система базальтовой магмы обычно близка к закрытой даже при излиянии и остывании лав.

ЗАПАДНЫЙ ДРЕЙФ ГЕОМАГНИТНОГО ПОЛЯ – см. дрейф геомагнитного поля.

ЗАРОДЫШИ ПЕРЕМАГНИЧИВАНИЯ – небольшие участки магнитного материала, самопроизвольная намагниченность которых составляет угол около 180° с направлением результирующей намагниченности образца (при уменьшении внешнего магнитного поля или смене его знака).

ЗЕМНАЯ КОРА – верхняя твердая оболочка Земли, лежащая на мантии; верхняя часть литосферы, располагающаяся выше сейсмической границы Мохоровичича. См. континентальная земная кора, океанская земная кора.

ЗЕМНОЙ МАГНЕТИЗМ – см. геомагнетизм, геомагнитология, геомагнитное поле, главное магнитное поле Земли.

ЗОНА ГЕОМАГНИТНОЙ ПОЛЯРНОСТИ (МАГНИТОЗОНА) – единица магнитостратиграфической шкалы. См. шкала геомагнитной полярности.

назад

И

назад

ИГНИМБРИТЫ – развитые на обширных площадях преимущественно кислые вулканические образования, состоящие из пемз, лавоподобных спекшихся туфов (туфолав).

ИДЕАЛЬНАЯ (БЕЗГИСТЕРЕЗИСНАЯ) ОСТАТОЧНАЯ НАМАГНИЧЕН-НОСТЬ (Jri, ARM) – остаточная намагниченность, созданная в результате изотермического намагничивания магнитного материала в постоянном магнитном поле при одновременном воздействии переменного магнитного поля, амплитуда которого убывает от поля насыщения Н_s данного материала до нуля. Величина и свойства J_ri широко используются для петромагнитной характеристики породы, для сравнения с J_n и ее компонент с другими видами остаточной намагниченности, в ряде методов определения величины напряженности древнего геомагнитного поля и др.

ИДИОМОРФИЗМ – способность минералов принимать определенные, свойственные им кристаллографические очертания. Обычно предполагается, что идиоморфизм зависит от порядка выделения минералов из расплава, раствора. Но это признак неоднозначен.

ИЗВЕСТКОВО-ЩЕЛОЧНЫЕ МАГМАТИЧЕСКИЕ ПОРОДЫ – породы, относительно обогащенные Ca, Na, K, Al; в них преобладают полевые шпаты, роговая обманка, авгит, присутствуют другие минералы. В результате дифференциации и т.п. процессов известково-щелочные породы образуют серии от основных до кислых пород с преимущественным распространением средних пород. Они типичны для островодужного магматизма, т.е. для зон преимущественного сжатия (точнее, чередования сжатия и растяжения с преимущественным сжатием).

ИЗВЕСТНЯКИ – осадочные породы, состоящие главным образом из кальцита. Преимущественно морские весьма распространенные образования, обычно содержат много окаменелостей, часто состоят сплошь из них (фораминиферовые известняки и т.п.). Имеют примеси терригенных частиц, среди которых встречаются зерна магнетита, гематита, которые мало изменяются со времени попадания в осадки, т.е. такие породы – весьма благоприятный объект для палеомагнитных исследований, но из-за крайне низкой концентрации магнитных зерен естественная остаточная намагниченность известняков обычно очень низка, надежные ее измерения, особенно после чистки, возможны только на высокочувствительных магнитометрах, типа криогенных.

ИЗОГОНЫ – линии равных магнитных склонений (см. магнитная съемка).

ИЗОДИНАМЫ – линии равных значений модуля или составляющих напряженности геомагнитного поля. См. магнитная съемка.

ИЗОКЛИНАЛЬНАЯ СКЛАДКА – складка, у которой крылья залегают практически антипараллельно друг другу.

ИЗОКЛИНЫ – линии равных магнитных наклонений. См. магнитная съемка.

ИЗОЛИРОВАННАЯ СИСТЕМА – идеализированная физико-химическая система, у которой отсутствует всякое взаимодействие с внешней средой.

ИЗОМОРФИЗМ – способность элементов замещать друг друга в кристаллической решетке с образованием минералов переменного состава.

ИЗОПОРЫ – линии равных изменений геомагнитного поля.

ИЗОТЕРМИЧЕСКОЕ НАМАГНИЧИВАНИЕ – намагничивание при постоянной температуре. Все виды намагниченности, созданные при постоянной температуре, являются изотермическими.

ИЗОТРОПНАЯ ТОЧКА (Тк) – температура, при которой первая константа кристаллографической анизотропии К₁ меняет знак. При этой температуре падает практически до нуля коэрцитивная сила магнитного материала. У магнетита Т_к=-143°С, с появлением нескольких процентов примесей или вакансий Т_к исчезает.

ИЛ – тонкозернистый водонасыщенный неконсолидированный осадок современных водоемов, океанов, озер и т.д.

ИЛЬМЕНИТ – FeТiO_3, крайний член серий твердых растворов гемоильменитов, пикроильменитов; тригональный, постоянная кристаллической решетки а=0,5534нм; α=54 51'; удельный вес 4,7-4,78 г/см³, плотность упаковки 1,56. В природном ильмените обычны примеси магния, марганца. Выше температуры -205С ильменит – парамагнетик, ниже – антиферромагнетик. Часто присутствует в породах, главным образом магматических, в виде обособленных первичных зерен и продуктов гетерофазного изменения титаномагнетитов и гемоильменитов. Благодаря устойчивости ильменита в поверхностных условиях, в осадках образуются его россыпи. При метаморфизме переходит в магнетит и рутил, гематит и рутил, замещается сфеном. Конечные продукты низкотемпературного окисления (выветривания) ильменита: лейкоксен, гидроокислы железа, гематит. См. гемоильмениты.

ИМПАКТИТ – переплавленная при ударе метеорита горная порода, состоящая главным образом из стекла, обломков пород и минералов, в которых отмечаются признаки ударного метаморфизма.

ИНВЕРСИЯ ГЕОМАГНИТНОГО ПОЛЯ – см. геомагнитная инверсия.

*ИНДЕКС ПАЛЕОМАГНИТНОЙ НАДЕЖНОСТИ (ИПН) – количественный критерий надежности палеомагнитных определений, суммирующий по возможности всю информацию о конкретном определении. Для решения конкретной задачи (магнитотектоническая, магнитостратиграфическая, палеомагнитное картирование и т.д.) схемы реализации определения ИПН различны [Палеомагнитология, 1982; Печерский, Диденко,1995 и др.].

Для определения координат палеомагнитного полюса и решения магнитотектонических задач это, прежде всего: 1) достаточно точно определенный возраст пород (4%) и соответствие одной из компонент J_n этому возрасту; 2) достаточное количество независимо ориентированных образцов и удовлетворительные статистические параметры распределения векторов намагниченности коллекции; 3) наличие положительных геофизических тестов; 4) "тектоническое соответствие" – положение изученных пород в одном тектоническом блоке; 5) полное детальное размагничивание, сопровождающееся компонентным анализом; 6) наличие в коллекции прямо и обратно намагниченных пород; 7) отсутствие признаков регионального перемагничивания.

Основными источниками информации о палеомагнитных направлениях и полюсах в настоящее время являются опубликованные или компьютерные каталоги, в которых часто нельзя определить соответствие исходных палеомагнитных данных ряду критериев: например, для большей части определений по территории России нельзя восстановить различия между направлениями прямой и обратной полярности, между породами различного генезиса. Другая проблема связана с формальным использованием менее значимых критериев (например, предельный уровень числа образцов, ₉₅, публикации) в равном весе с такими высоко значимыми критериями, как тест складки, соответствие компонент Jn определенному возрасту и т.п. В результате возникает ситуация, когда за счет второстепенных признаков определению присваивается достаточно высокий индекс надежности, даже если высоко значимые признаки отсутствуют или дают отрицательный результат. Поэтому предпочтительна схема, в которой для высокого ИПН обязательны позитивные высоко значимые критерии, тесты. В [Печерский, Диденко,1995] предложена схема определения ИПН, где каждая последующая оценка суммирует предыдущие:

1) вес 0 – определение с указаниями на перемагничивание, время которого неизвестно;

2) вес 0,1 – отсутствуют данные о применении тестов, указывающих на соответствие возраста стабильной компоненты J_n возрасту пород (в первую очередь, тесты обжига, длинных частиц, складки, галек, обращения);

3) вес 0,3 – точность определения возраста пород хуже 20 млн. лет;

4) вес 0,5 – количество независимо ориентированных образцов N<25, кучность K<10 и угол доверия ₉₅>15;

5) вес 0,6 – отсутствует компонентный анализ;

6) вес 0,8 – отсутствует Т-чистка;

7) вес 1,0 (высший) – в суммарное палеомагнитное направление входят первичные или близкие им по возрасту компоненты различного генезиса (термическая и ориентационная), если полученное палеомагнитное направление статистически совпадает с направлением первичных или близких им компонент Jn, строго определено время их приобретения.

ИНДУКТИВНАЯ НАМАГНИЧЕННОСТЬ (Ji) – магнитный момент единицы объема тела, возникающий при действии внешнего магнитного поля. Величина J_i в слабых полях прямо пропорциональна напряженности магнитного поля, коэффициент пропорциональности – магнитная восприимчивость материала. В теле конечных размеров индуктивная намагниченность зависит от эффективного поля, которое меньше внешнего поля на величину внутреннего размагничивающего поля. Индуктивная намагниченность, особенно глубинных тел, часто определяет интенсивность магнитных аномалий. См. магнитная восприимчивость.

ИНКОНГРУЭНТНОЕ ПЛАВЛЕНИЕ – плавление, при котором состав образующегося расплава отличается от состава плавящейся твердой фазы.

ИНТРУЗИВ – тело, сформировавшееся в результате внедрения (интрузии) магмы на глубине (без выхода на дневную поверхность, т.е. без излияния лавы).

ИНТРУЗИЯ – внедрение магмы в земную кору.

ИОННОЕ ТРАВЛЕНИЕ – удаление вещества с поверхности кристалла (шлифа) под действием ионной бомбардировки, в результате выявляется структура поверхности, доменная структура магнитных материалов.

ИОННЫЕ КРИСТАЛЛЫ – кристаллы с преимущественно ионным (электростатическим) характером связи между атомами.

ИОЦИТ – минерал FeO со структурой NaCl, очень редок. См. вюстит.

ИСТИННОЕ ДВИЖЕНИЕ ГЕОГРАФИЧЕСКОГО ПОЛЮСА. Такое движение по палеомагнитным данным ряда исследователей в разные периоды фанерозоя достигало 30° и более, как за счет смещения мантии относительно ядра, так и поворота всей Земли, в частности, возможного и за счет дрейфа континентов.

ИТАБИРИТЫ – разновидность кварцита, содержащего магнетит и/или гематит, характерна мозаичная структура кварца и низкое содержание других силикатов (главным образом мусковит); в общем, подобны железистым кварцитам. Термин широко используется в Южной Америке и Африке.

назад

К

назад

КАЖУЩАЯСЯ ВОСПРИИМЧИВОСТЬ – измеряемая эффективная величина магнитной восприимчивости, заниженная по сравнению с истинной из-за влияния размагничивающего фактора. У горных пород, магнитная восприимчивость которых не более 10^-2 ед. СИ, кажущаяся восприимчивость практически равна истинной.

КАЛЬЦИОФЕРРИТ – минерал, CaFe[(OH)₈PO₄]^.H₂O, типичен для конкреций в глине.

КАЛЬЦИТ – минерал, CaCO₃, главная составная часть известняков, мергелей, входит во многие метаморфические породы, присутствует в щелочных породах, заполняет жилы, пустоты в разных породах. Разновидность кальцита – анкерит. Один из главных спутников кальцита – доломит, CaMg(CO₃)₂.

КАРБОНАТИТЫ – существенно карбонатные горные породы, входящие в комплексы щелочных основных-ультраосновных пород. Обычно содержат титаномагнетит, магнетит с примесью магния, титана и пр. Происхождение магматическое, метасоматическое (от высоко- до низкотемпературного). С карбонатитами связаны многие крупные месторождения. Присутствие в карбонатитах различных по составу и структуре магнетитов делает эти породы перспективными для петромагнитного и палеомагнитного изучения.

КАССИТЕРИТ – минерал, SnO₂, оловянный камень, главная руда на олово. Обычно присутствует в высокотемпературных метасоматических, гидротермальных образованиях, температура образования 300-600°С. Часто содержит примесь железа в виде микровключений магнетита. Поэтому касситерит может быть благоприятным объектом для палеомагнитных исследований.

КАТАГЕНЕЗ – тип химических и физико-химических процессов в земной коре, протекающих при низких Р-Т. Отвечает стадии жизни осадочной породы между диагенезом и метаморфизмом. Характеризуется интенсивным уплотнением осадочной породы и частичным преобразованием устойчивых терригенных и аутигенных минералов. См. литогенез.

КАТАКЛАЗ – нарушение внутреннего строения и частичное раздробление горных пород при дислокационном метаморфизме; существенно сказывается на магнитных свойствах горных пород, прежде всего на структурно-чувствительных магнитных характеристиках.

КВАРЦИТ – существенно кварцевая метаморфическая, метасоматическая порода. См. железистые кварциты, вторичные кварциты.

КЕРСУТИТ – минерал, окисленная роговая обманка; встречается в вулканитах среднего и основного состава, реже – в перидотитах, пироксенитах.

КИМБЕРЛИТ – глубинная щелочная ультраосновная порода, богатая минералами высоких давлений, является эруптивной брекчией, в которой среди разнородных включений обязательно присутствуют пиропсодержащие ультраосновные и другие породы, считающиеся ксенолитами. Эти породы содержат ильменит, гемоильмениты, пикроильмениты. В массе, вмещающей ксенолиты, присутствуют титаномагнетиты, магнетит.

КИНЕМАТИКА ДВИЖЕНИЯ ЛИТОСФЕРНЫХ ПЛИТ – основа тектоники плит. В теории тектоники плит литосферные плиты в первом приближении принимаются абсолютно жесткими телами, соответственно, кинематика их движения на сфере подчинена строго геометрическим правилам. Следы движения плит определяются по линейным магнитным аномалиям, трансформным разломам и т.п. В конечном счете, по ним рассчитываются полюсы вращения ансамбля плит для любого момента времени. По указанным данным оцениваются лишь относительные движения плит. Для оценки абсолютных движений плит используются палеомагнитные данные о координатах палеомагнитных полюсов отдельных плит, данные о положении горячих точек и зон субдукции, как менее подвижных, чем литосферные плиты.

КИНЕТИКА (химическая) – учение о скорости химических реакций, раздел физической химии. Под кинетикой реакций понимают зависимость скорости реакции от концентраций веществ, температуры и других параметров. Реакция может протекать гомогенно, т.е. в объеме фазы, и гетерогенно, т.е. на границе раздела фаз.

КИСЛАЯ ПОРОДА – магматическая порода с высоким содержанием SiO2>65% – граниты, гранодиориты, липариты, дациты и др.

КЛАРК – константа распространенности элемента (среднее содержание) в земной коре, литосфере, всей планете, крупной геохимической системе и др.

КЛАСТЕРЫ – в магнетизме, малые магнитноупорядоченные области внутри вещества, в целом не имеющего магнитного упорядочения.

КЛАСТОГЕННЫЙ – образованный из обломков; термин обычно применяется к осадкам, туфам. То же – кластический, обломочный.

КЛИВАЖ – расщепление пород, главным образом осадочных, по параллельным трещинкам при их седиментации и последующем метаморфизме, деформации и т.п.

КОАГУЛЯЦИЯ – процесс слипания частиц в дисперсных системах; может протекать в форме слипания частиц в агрегаты и осаждения агрегатов или в форме образования сплошной коагуляционной структуры – геля. Роль коагуляции велика в процессе осадкообразования и создания ориентационной седиментационной и постседиментационной остаточной намагниченности.

КОВАЛЕНТНАЯ СВЯЗЬ – химическая связь между атомами, возникающая при обобществлении электронов, принадлежащих этим атомами. Ковалентной связью соединены атомы в молекулах простых газов и соединений, как вода, многие силикаты, атомы многих органических молекул.

КОЛЛЮВИЙ – продукты выветривания, смещенные по склонам, глыбовые и щебенисто-глыбовые осыпи на горных склонах. См. делювий.

КОЛЬЦА ГЕЛЬМГОЛЬЦА – пара одинаковых колец (катушек), расположенных в параллельных плоскостях так, что центры их находятся на общей оси на расстоянии, равном радиусу колец. Магнитное поле в их центре в объеме 1/3 радиуса колец однородно в пределах 1%. Используются в палеомагнитных лабораториях для создания пространства, свободного от магнитного поля. Для этого лучше всего использовать три взаимно перпендикулярные пары колец, тогда не имеет значения их ориентация.

КОМПОНЕНТНЫЙ АНАЛИЗ – в палеомагнитологии это выделение компонент J_n в ходе различных чисток: 1) выделение линейных участков на траектории вектора J_n в ходе чистки (не менее 3 точек), соответствующих разрушению одной компоненты; 2) выделение планарных сегментов на траектории вектора J_n в ходе чистки (не менее 3 точек), соответствующих разрушению в различных пропорциях двух компонент J_n; если планарных сегментов выделено более одного, то методикой Хоффмана-Дея выделяется средняя по стабильности к размагничиванию компонента J_n; 3) моделирование наблюденной траектории размагничивания небольшим количеством выделенных компонент и придание геофизического смысла каждой такой компоненте, с определением ее возраста, носителя и природы.

В настоящее время разработан ряд пакетов программ для компьютеров, в частности, Дж. Киршвинком, Т. Торсвиком, С.В.Шипуновым, Р.Энкиным и др., использующих большинство палеомагнитных тестов (методов) и выполняющих полный компонентный анализ.

КОНВЕКЦИЯ – перенос тепла в газовых, жидких, твердых средах потоками вещества. Естественная конвекция возникает в поле силы тяжести при нагреве вещества снизу. Может возникнуть также при нарушении химического равновесия в среде. По современным взглядам в мантии существуют конвективные движения, которые в верхней мантии являются движущей силой литосферных плит.

КОНВЕРГЕНТНЫЕ ГРАНИЦЫ ПЛИТ – см. деструктивные границы плит.

КОНГЛОМЕРАТ – сцементированный галечник. Базальный конгломерат залегает в основании толщи на более древних породах с отчетливыми признаками размыва и перерыва, содержит гальки подстилающих пород. Внутриформационный конгломерат залегает в виде прослоев, линз в отложениях единой осадочной формации, иногда без отчетливых признаков размыва и перерыва. Конгломераты, особенно внутриформационные, очень важный объект для палеомагнитного изучения. См. тест галек Грэхема.

КОНГРУЭНТНОЕ ПЛАВЛЕНИЕ – плавление, при котором образующаяся жидкая фаза имеет тот же химический состав, что и твердая фаза.

КОНКРЕЦИИ – стяжения разных аутигенных минералов, образующихся в осадках (внутри или на поверхности) путем радиального роста за счет концентрации рассеянных компонентов вмещающей среды. Концентрический рост с разной скоростью от одного или многих центров создает многообразие форм, размеров, текстур и других особенностей конкреций. Размеры их от миллиметров до метров. Образуются конкреции на всех стадиях жизни осадочной породы, но главным образом в процессе диагенеза. Состав разнообразен: карбонатные, окисно-гидроокисные Fe, Mn, Si, Al и др., сульфидные, сульфатные, фосфатные и другие. В осадках современных океанов наиболее распространены железомарганцевые конкреции. См. оолиты.

КОНСЕДИМЕНТАЦИОННЫЕ СКЛАДКИ – образуются одновременно с осадконакоплением.

КОНСТРУКТИВНЫЕ (ДИВЕРГЕНТНЫЕ) ГРАНИЦЫ ПЛИТ – границы раздвигающихся плит, между которыми образуются рифтовые зоны, оси спрединга в срединно-океанских хребтах, где магма внедряется в земную кору и возникает новая океанская кора. Характерен базальтовый магматизм от толеитов до щелочных базальтов.

КОНТАМИНАЦИЯ – загрязнение магмы ассимилированными ею вмещающими породами.

*КОНТИНЕНТАЛЬНАЯ ЗЕМНАЯ КОРА – тип земной коры континентов, их окраин, части внутренних и окраинных морей. Существенно отличается от океанской коры по строению, свойствам, условиям и истории формирования. Время ее формирования охватывает всю известную геологическую историю Земли. Мощность континентальной коры до границы Мохоровичича примерно от 10км под континентальными окраинами до более 70км под молодыми горными системами. Основная масса континентальной коры сложена заметно деформированными и метаморфизованными породами разнообразного состава. Деформация пород, образование складчатых поясов и большей части континентальной коры по плитотектоническим представлениям связаны с взаимодействием литосферных плит, особенно на деструктивных границах. Из общих петрологических, минералогических и других геологических сведений о реальных глубинных породах и экспериментов следует, что образование и наращивание континентальной коры шло «сверху». Так, в большинстве разрезов архейских пород, относимых к низам континентальной коры, присутствуют бывшие осадочные породы, т.е. значительные части толщ, образующих нижнюю континентальную кору, формировались на поверхности Земли и тем более – средние и верхние горизонты коры, в дальнейшем в зоне коллизии и т.п. погрузившиеся на большие глубины. Соответственно, главным источником магнетизма пород и, соответственно, магнитных аномалий любых уровней континентальной коры являются магнетитсодержащие магматические породы первоначально формировавшиеся (внедрявшиеся, изливавшиеся, остывавшие) на поверхности или близ поверхности, позднее погрузившиеся на большие глубины и превращенные в метаморфические породы.

Главные закономерности в распределении магнитных минералов в континентальной земной коре: 1) "Литологическая" – осадочные породы практически всегда немагнитны, магматические – и магнитные, и немагнитные в зависимости от тектонической обстановки и процессов дифференциации, породы мантии – немагнитные; 2) Тектоническая – магматические магнитные породы относятся к зонам растяжения (спрединг, островные дуги, горячие точки), а магматические немагнитные – к зонам сжатия (коллизионный, соскладчатый магматизм). 3) "Магматическая" – "внутри" зон растяжения идет процесс магматической кристаллизационной дифференциации, который приводит к образованию двух групп пород – первая – это практически немагнитные и слабомагнитные кумуляты, вторая – продукты дифференциации – магнитные. Магнитные породы – это, как правило, исходно магматические породы, главным образом, основного состава, реже среднего и кислого. Первично-магматическое распределение магнитных минералов заметно не нарушалось последующим метаморфизмом. Крайне редки скопления магнитных минералов иного происхождения.

Общие соображения, данные экспериментов, непосредственное изучение природных объектов позволяют заключить: из силикатов в условиях континентальной коры новообразование магнитных минералов не происходит. При благоприятном Т-fO₂ режиме новообразование магнитных минералов возможно тремя путями: а) кристаллизация первичных минералов из расплава, б) из флюида, обогащенного железом, с) перекристаллизация in situ уже существующих Fe-Ti окислов в соответствии с меняющимися Т-fO₂ условиями.

КООРДИНАЦИОННОЕ ЧИСЛО – число ближайших к данному атому (иону) соседних атомов (ионов) в кристаллической решетке. В титаномагнетите, например, у катионов в тетраэдрических узлах подрешетки А координационное число – 4, в октаэдрических узлах подрешетки В – 6. Существуют координационные числа более дальних порядков.

КОРРОЗИЯ – разрушение твердого теле химическими процессами, развивающимися на его поверхности при взаимодействии с внешней средой. В природе это один из вариантов процесса, выветривания, гидротермальных изменений, воздействия магмы. Титаномагнетиты, магнетит очень чувствительны к процессам коррозии.

КОРЫ – хемогенные пластообразные наросты на поверхности другого материала до перекрытия его осадком. Образуются путем диффузии, инфильтрации, капиллярного подъема вещества через исходный материал, подстилающий кору, последующего его осаждения, срастания или цементации конкреций. Мощность кор от миллиметров до нескольких метров, площадь может достигать сотен км². Коры часто имеют зональное строение, отражающее изменения условий их образования. Состав широко варьирует. См. выветривание, конкреции, железомарганцевая корка, железная шляпа.

КОСЬВИТ – разновидность рудного пироксенита, в котором зерна силикатов погружены в массу магнетита.

КОЭРЦИТИВНАЯ СИЛА (Нс) – напряженность внешнего постоянного магнитного поля, в котором образец, первоначально намагниченный до насыщения, размагничивается (J=0). В ходе размагничивания магнитного материала от магнитного насыщения намагниченность оказывается равной нулю не в точке Н=0, а в некотором поле Н_с, обратном по направлению полю магнитного насыщения (магнитный гистерезис). Коэрцитивная сила, как и остаточная коэрцитивная сила, является важной структурно-чувствительной характеристикой магнитных веществ, она варьируют от <1 до >100mТ, весьма чувствительна к изменениям внутренней структуры вещества, наличию дефектов, напряжений, зависят от размера зерна, особенно в области перехода от однодоменных зерен к многодоменным. В случае упругих напряжений Н_с прямо пропорциональна их энергии и обратно пропорциональна намагниченности насыщения. В случае заметной анизотропии формы сильно магнитных материалов их Н_с прямо пропорциональна намагниченности насыщения и разности размагничивающих факторов по длинной и короткой осям. См. магнитный гистерезис, магнитная жесткость, анизотропия.

КОЭРЦИТИВНЫЙ СПЕКТР (КС) – производная кривой намагничивания образца постоянным магнитным полем или размагничивания его переменным магнитным полем. КС является дифференциальной характеристикой спектра магнитной жесткости зерен магнитных минералов, присутствующих в горной породе (в отличии от таких интегральных характеристик магнитной жесткости, как коэрцитивная сила, остаточная коэрцитивная сила и др.). См магнитная жесткость, тест N_T Шолпо-Лузяниной.

КОЭФФИЦИЕНТ МАГНИТНОЙ ВЯЗКОСТИ – коэффициент пропорциональности роста вязкой остаточной намагниченности в зависимости от логарифма времени. См. магнитная вязкость, вязкая остаточная намагниченность.

КРИВАЯ НАМАГНИЧИВАНИЯ – график, показывающий зависимость намагниченности от напряженности магнитного поля. По кривым намагничивания определяются такие характеристики магнитных материалов, как намагниченность насыщения, остаточная намагниченность насыщения, поле насыщения, коэрцитивная сила и др. См. магнитный гистерезис.

*КРИСТАЛЛИЗАЦИОННАЯ ОСТАТОЧНАЯ НАМАГНИЧЕННОСТЬ (Jrk, KRM) – изотермическая остаточная намагниченность, образующаяся при кристаллизации магнитных минералов из парамагнитного материала в постоянном магнитном поле при температуре ниже точки Кюри образующегося магнетика; J_rk фиксируется (закрепляется) при переходе размера зерна от суперпарамагнитного к магнитноупорядоченному однодоменному состоянию. Некоторые свойства J_rk магнетита: 1) Nt0,2 (тест Шолпо-Лузяниной); 2) стабильность J_rk к воздействию переменного магнитного поля и температуры подобна стабильности идеальной J_ri и термоостаточной J_rt намагниченности; 3) после Т-чистки отношение J_rk/J_ri, созданных в постоянном магнитном поле равной напряженности, близко единице (напомним, что J_rt/J_ri=2,8); 4) спонтанный рост величины J_rk в нулевом магнитном поле от температуры 300-400С до комнатной заметно меньше, чем в случае других видов остаточной намагниченности и J_s, созданных на том же материале.

КРАТОН – крупный жесткий блок земной коры. См. плиты, платформа.

КРЕМНИСТЫЕ И КРЕМНИСТО-КАРБОНАТНЫЕ ОСАДКИ – главным образом биогенные типичные океанские и палеоокеанские осадки. Реже – в озерах.

*КРИСТАЛЛИЗАЦИЯ – образование кристаллов при переходе вещества из термодинамически менее устойчивого состояния в более устойчивое. При этом вещество приобретает существенно другую структуру и новые физические свойства без химического изменения. Кристаллы могут возникать в пересыщенном растворе или переохлажденном расплаве, из аморфного твердого вещества, из готовых зародышей, какими могут быть кристаллы другого вещества со сходной структурой, неоднородности твердой поверхности, коллоидные частицы и т.п. Процесс кристаллизации включает образование центров (первый этап) и рост кристаллов (второй этап). Экспериментально установлено, что число центров кристаллизации титаномагнетита в базальтовом расплаве всегда велико, а максимальная скорость роста кристаллов при 1100°С около 10 нм/с. Такие скорости остывания, когда не успевают образоваться зерна титаномагнетита больше 10нм, известны только в базальтовых стеклах подушечных лав излияний на дне океана, где по магнитным измерениям вообще не фиксируется остаточная намагниченность. Дальнейшая судьба магнитных минералов в магматических и гидротермальных породах определяется Р-Т и окислительными условиями кристаллизации, время отразится на количестве и размере образующихся кристаллов. О режиме кристаллизации расплава и магнитных зерен в нем позволяет судить анализ структурно-чувствительных магнитных характеристик. Судя по ним, базальтовая магма до ее излияния и кристаллизации уже содержит зерна титаномагнетита (зародыши преимущественно суперпарамагнитного размера, в своем составе сохраняющие Т-fO2 режим времени равновесного состояния расплава до начала кристаллизации); в кислых лавах заметная кристаллизация магнитных минералов происходит до извержения. Дальнейшая кристаллизация базальтового расплава ведет к появлению многодоменных зерен, состав их весьма постоянен или растет содержание титана и падает содержание магния от более ранних зерен титаномагнетита к поздним. Последний вариант характерен для режима закрытой термодинамической системы, не имеющей буфера. Кристаллизация в магматической камере (интрузия), в сущности, не отличается от кристаллизации лавы, если магма не взаимодействует с вмещающими породами. Отличие – в объеме и времени (медленное остывание), что выражается во вторичных высокотемпературных гетерофазных изменениях титаномагнетита, пироксена, оливина, плагиоклаза с выделением магнетита, ильменита. Кроме того, из-за больших проявлений дифференциации в различных фазах и фациях интрузии чаще, чем в лавах, могут встретиться случаи изменений концентрации (вплоть до немагнитных кумулятивных разностей) и состава первичных магнитных минералов.

КРИСТАЛЛИТЫ – мелкие кристаллы, не имеющие ясно выраженной кристаллографической формы (нитевидные, дендриты и т.п.).

КРИСТАЛЛИЧЕСКАЯ РЕШЕТКА – характерное для равновесного состояния твердого тела (кристалла) расположение атомов (ионов), обладающих периодической повторяемостью в пространстве. У магнитных минералов период кристаллической решетки – элементарная ячейка – менее 1нм. Для описания кристаллической структуры вещества достаточно задать расположение атомов в элементарной ячейке.

КРИСТАЛЛИЧЕСКАЯ СТРУКТУРА – расположение атомов, ионов в кристалле. Идеальная структура подчиняется строгим законам симметрии. В реальных кристаллах известны различные отступления от идеала, дефекты, дислокации, разные типы твердых растворов и др. Для расшифровки кристаллической структуры применяются рентгенографический, элеткроннографический, нейтронографический и другие анализы.

КРИСТАЛЛИЧЕСКИЕ СЛАНЦЫ – метаморфические породы средней и высокой ступени метаморфизма при направленном давлении (стрессе). Различают орто- и парасланцы, образованные, соответственно, по магматическим и осадочным породам. Имеют высокую магнитную анизотропию.

КРИСТАЛЛОГРАФИЧЕСКАЯ МАГНИТНАЯ АНИЗОТРОПИЯ – см. магнитная анизотропия.

КРИСТАЛЛОХИМИЯ – наука, исследующая химическую связь атомов в кристаллах и закономерности их пространственного расположения, в частности, занимается установлением зависимости между физическими, химическими свойствами кристаллов, пространственным расположением атомов и характером их связи.

КРИТИЧЕСКАЯ ТОЧКА – точка на диаграмме состояния, соответствующая критическому состоянию.

КРИТИЧЕСКОЕ СОСТОЯНИЕ – предельное состояние равновесия двухфазной системы, в котором обе сосуществующие фазы становятся тождественными по свойствам.

КСЕНОЛИТЫ ГЛУБИННЫХ ПОРОД – глубинные породы, вынесенные магмой в виде включений на поверхность Земли. Большинством исследователей ксенолиты ультраосновных пород считаются обломками мантийных пород; ксенолиты основных пород (главным образом габбро-гранулиты) одними исследователями относятся к породам низов земной коры, попавшим в магму как обломки вмещающих пород земной коры, другие считают их выделениями из несущей их магмы (гомеогенные включения). Видимо, есть и те и другие. Из магнитных минералов во всех изученных ксенолитах коровых пород обнаружен только низкотитановый титаномагнетит (TiO2≤10%) c примесями Mg, Al и др. Это, как правило, ксенолиты средне-кислого состава относительно небольших глубин и заметно вторично измененные на глубине менее 30км основные и ультраосновные породы. В нормальных (без вторичных изменений) мантийных ультраосновных породах магнитные минералы не обнаружены, в частности, не обнаружено металлическое железо. Это означает, что интервал захвата ксенолитов из коры и верхней мантии относится к «магнетитовой» и «силикатной» зонам. См. условия образования магнитных минералов, континентальная земная кора.

КУБАНИТ – минерал, сульфид CuFe₂S₃; пластинки в халькопирите – результат распада твердого раствора; в сульфидных месторождениях с пирротином и халькопиритом, в колчеданных рудах и др.

КУБИЧЕСКАЯ СИНГОНИЯ – кристаллографическая система с равенством периодов повторяемости кристаллической решетки по трем осям (a=b=c), образующая между собой прямые углы. В этой системе кристаллизуется ряд окислов, в том числе ферриты, титаномагнетиты.

КУЛЬСОНИТ – минерал из группы шпинелей, FeV₂O₄; кубический. Встречается в ассоциации с магнетитом и рядом силикатов – щелочным пироксеном и амфиболом, в андезитах, прожилках.

КУМУЛЯТИВНОЕ ГАББРО – породы расслоенных интрузивов, образующиеся в результате кристаллизационной дифференциации в магматической камере. Кумуляты по сравнению с остаточным расплавом обеднены железом, титаном почти не содержат первичного титаномагнетита, т.е. первично практически немагнитны. Породы типичны для слоя 3 океанской земной коры. См. габбро, ксенолиты, офиолиты.

КУЧНОСТЬ ВЕКТОРОВ (К) – в статистике на сфере Фишера мера группирования векторов, K=(N-R)/(N-1), где N – число единичных векторов, R – геометрическая сумма.

назад

Л

назад

ЛАМПРОФИРЫ – группа основных интрузивных пород. Среди цветных минералов преобладают Fe-Mg-слюда и роговая обманка. Образуют мелкие тела – силлы, дайки и т.п.

ЛАТЕРИТ – горная порода, элювиальный продукт физико-химического выветривания алюмосиликатов в условиях жаркого и влажного климата. Красного цвета, каменистый, пористый или землистый. Состоит в основном из каолинита, окислов железа, магнетита и др. С латеритизацией разных пород связаны месторождения бокситов, хрома, никеля, золота, железа и др.

ЛАУБМАНИТ – минерал, (Fe²⁺,Mn,Ca)₃Fe³⁺[PO₄(OH)]₄; образует корки на скоплениях гидроокислов железа.

ЛАУРЕНСИТ – минерал, FeCl₂. Весьма гигроскопичен, на воздухе расплывается и переходит в FeCl₃. Встречается в трещинах железных метеоритов, в возгонах вулканов, в самородном железе. Очень редок.

ЛЕЖАЧАЯ СКЛАДКА – складка, осевая поверхность которой горизонтальна или близка к горизонтальному залеганию.

ЛЕЙКОКРАТОВАЯ ПОРОДА – кислая магматическая порода, состоящая практически только из кварца и полевых шпатов.

ЛЕЙКОКСЕН – продукт вторичного низкотемпературного изменения ильменита, сфена, титаномагнетита. Обычно лейкоксен представляет собой тонкодисперсный землистый агрегат из вторичных минералов титана (брукит TiO₂) и гидроокислов железа.

ЛЕПИДОКРОКИТ – минерал, гидроокисел железа, γ-FeOOH, ромбический, постоянные решетки a=0,387, b=1,253, c=0,306нм; удельный вес 4,09 г/см³, плотность упаковки 0,14. Более редок, чем гётит, хотя эти минералы встречаются в парагенезисе. Антиферромагнетик. При температуре 20-150°С гидролепидокрокит переходит в лепидокрокит, что сопровождается ростом магнитной жесткости (H_cr) и намагниченности насыщения. При температуре 150-265°С лепидокрокит переходит в маггемит, что сопровождается ростом намагниченности насыщения и падением магнитной жесткости.

ЛЕПИДОМЕЛАН – минерал, разновидность биотита, богатая железом. В нефелиновых сиенитах и пегматитах.

ЛЕПТОХЛОРИТЫ – минералы группы хлоритов, встречаются только в виде чешуйчатых и землистых агрегатов, очень изменчив химический состав. В отличие от других хлоритов, богатых магнием, содержат главным образом Fe³⁺ (Fe₂O₃>4%).

ЛЕРЦОЛИТ – разновидность перидотита, содержащая переменное количество ромбического и моноклинного пироксенов и оливин, обычны примеси хромшпинелей. Распространен, например, среди гипербазитов дна океана, среди включений в щелочных базальтах.

ЛЁСС – рыхлый осадок преимущественно эолового происхождения. Образование шло в ледниковые эпохи в полосе с умеренным и близким аридному климатом, неоднократно прерывалось в межледниковья, о чем говорит чередование в разрезах лёссов и погребенных почв.

ЛЕТУЧЕСТЬ (ФУГИТИВНОСТЬ) КИСЛОРОДА (fO₂) или любого другого реального газа есть давление, которое имел бы газ при заданных значениях температуры и химического потенциала, если бы его можно было считать идеальным. Летучесть можно рассматривать как эффективное давление реального газа. При больших давлениях и низких температурах летучесть по величине сильно отличается от общего давления. Летучесть кислорода – важнейший фактор при формировании и кристаллизации магм, в процессах метаморфизма и других процессах в Земле, в частности, – образования и преобразования магнитных минералов.

ЛИКВАЦИЯ – разделение магмы при понижении температуры на две несмешивающиеся жидкости (расплавы).

ЛИКВИДУС – линия (поверхность) на Р-Т диаграмме первых признаков появления твердой фазы из расплава, верхняя граница жидкость-твердая фаза. См. солидус.

ЛИМОНИТ – агрегат гидроокислов железа, состоящий преимущественно из скрытокристаллического гётита или лепидкрокита и адсорбированной ими воды. Массивный землистый или реже стекловатый. Термин «лимонит» чаще всего используется как полевой для обозначения плохо окристаллизованных гидроокислов железа.

*ЛИНЕЙНЫЕ ОКЕАНСКИЕ МАГНИТНЫЕ АНОМАЛИИ – закономерно чередующиеся положительные и отрицательные магнитные аномалии, линейно вытянутые параллельно срединным океанским хребтам. Интенсивность и знак аномалий коррелируют с величиной и полярностью естественной остаточной намагниченности базальтов, слагающих дно океанов (слой 2А). Чередование линейных магнитных аномалий разного знака – основа аномалийной шкалы геомагнитной полярности. Данные о возрасте линейных магнитных аномалий, оцененных по магнитохронологической шкале, согласуются с независимо высказанной по геологическим данным гипотезой раздвижения дна океана (спрединга).

Направления использования линейных магнитных аномалий (по А.М.Карасику): 1) геомагнитное – изучение структуры геомагнитного поля (обычная задача магнитной съемки); 2) палеомагнитное – построение и уточнение аномалийной шкалы геомагнитной полярности, определение координат палеомагнитных полюсов, оценка палеонапряженности; 3) геотектоническое – изучение строения магнитоактивного слоя океана, тектоническое районирование; 4) геоисторическое – определение возраста дна океана, выделение плит и определение их относительных движений; 5) геологическое – изучение строения и развития океанской литосферы, магматизма, горячих точек и др.; 6) морфологическое – морфологическое районирование дна, выделение подводных гор и т.п. См. аномальное магнитное поле, геомагнитная шкала времени, шкала геомагнитной полярности.

ЛИПАРИТ (РИОЛИТ) – кислая вулканическая порода, основная масса породы стекловатая или скрытокристаллическая с вкраплениями кварца, полевого шпата, плагиоклаза, небольшого количества цветных минералов (в основном, слюды).

ЛИСТВЕНИТЫ – гидротермально-метасоматические карбонатно-кварцевые породы, часто золотоносные. Постоянно присутствуют пирит, хлорит, тальк, серпентин и др. Продукты переработки (карбонатизации) серпентинитов.

ЛИТИФИКАЦИЯ – см. окаменение.

ЛИТОГЕНЕЗ – образование осадка и из него осадочной породы; его стадии – выветривание, денудация (включая транспортировку), отложение, диагенез и метаморфизм. Стадии литогенеза по Н.М.Страхову: I. Стадия седиментогенеза, этап первый – мобилизация веществ в коре выветривания; этап второй – перенос веществ и осадкообразование, этап третий – осадкообразование в конечных водоемах стока. II. Стадия диагенеза, этап первый – окислительное минералообразование в группе малоустойчивых компонентов осадка; этап второй – восстановительное минералообразование в той же группе; этап третий – перераспределение аутигенных минералов и возникновение стяжений, локальное уплотнение осадков. III. Стадия катагенеза – региональная литификация пород под влиянием растущего давления, частичное преобразование устойчивых компонентов породы, главным образом, терригенных и частично – аутигенных. IV. Стадия протометаморфизма – глубокое минералогическое преобразование вещества осадочных пород, их структуры и текстуры под влиянием в первую очередь температуры.

ЛИТОЛОГИЯ – наука о составе строении и генезисе осадочных пород.

ЛИТОСФЕРА – верхний жесткий слой Земли, включающий в себя земную кору и часть верхней мантии до астеносферы. Мощность литосферы под океанами (за пределами гребней срединных хребтов) 50-80км, под континентами – более 200км. Литосфера расколота на сравнительно жесткие плиты, которые движутся по менее жесткой астеносфере. Магнитоактивный слой литосферы составляет небольшую часть ее мощности. Мощность и особенности строения и развития магнитоактивного слоя тесно связаны с особенностями строения и развития всей литосферы. Исследования таких связей – одна из задач петромагнитологии и палеомагнитологии.

ЛОКАЛЬНЫЕ ИЗМЕНЕНИЯ ГЕОМАГНИТНОГО ПОЛЯ – изменения поля с характерными размерами в пространстве до десятков километров и характерными временами до нескольких лет. Они связаны с процессами в земной коре (электромагнитные явления, тектономагнитный эффект и др.).

ЛОКАЛЬНАЯ МАГНИТНАЯ АНОМАЛИЯ – см. аномальное магнитное поле.

назад

М

назад

*МАГГЕМИТ – минерал, γ-Fe₂O₃, катион-дефицитный магнетит, степень однофазного окисления которого Z=1 (т.е. все железо перешло в трехвалентную форму), в результате 1/9 мест железа в В-подрешетке – вакансии. В природе маггемит, главным образом, продукт однофазного окисления магнетита, известны и иные пути образования маггемита, например, из лепидокрокита. Структура шпинели, аналогичная магнетиту, но меньшего размера ячейка (а_о=0,831нм) и плотность упаковки (0,153). Ферримагнетик. Удельная намагниченность насыщения Js=80 Ам2/кг (меньше, чем у магнетита из-за вакансий), точка Кюри 675°С (выше, чем у магнетита из-за уплотнения решетки). Магнитная жесткость заметно выше, чем у магнетита, тогда как палеомагнитная стабильность, как правило, низкая, в связи с чем значительная часть естественной остаточной намагниченности маггемита вязкая. Соответственно, объекты, содержащие практически только маггемит, большей частью, не пригодны для палеомагнитных исследований. Обычно маггемит неустойчив к нагревам, и в большом интервале температур, начиная, примерно с 300°С, переходит в гематит. Для маггемит-магнетитовых ассоциаций характерен пик на кривой термомагнитного анализа в районе 150-200°С – результат снятия напряженного состояния, связанного с маггемитизацией. Фазовый переход крупнозернистого маггемита в гематит сопровождается спадом намагниченности и ростом магнитной жесткости; в случае тонкозернистого маггемита отмечается спад и намагниченности, и магнитной жесткости, т.к. критический размер однодоменного состояния гематита гораздо выше, чем у маггемита, и многие мелкие зерна гематита, образующиеся из маггемита, оказываются суперпарамагнитными. При нагреве маггемита в вакууме образуется магнетит. Маггемиты с изоморфными примесями более устойчивы к нагревам и сохраняются до 700°С. Маггемит – один из наиболее распространенных магнитных минералов зоны окисления (выветривания), высокочувствительный индикатор низкотемпературного окисления, что широко используется в петромагнитных исследованиях зон выветривания и гидротермальных изменений.

МАГМАТИЧЕСКАЯ ПОРОДА – горная порода, образовавшаяся непосредственно из магмы в результате остывания последней и перехода из жидкого в твердое состояние.

*МАГМОВЫЙ ОЧАГ – резервуар, заполненный магмой. Различаются очаги первичного накопления магмы и промежуточные очаги – результат задержки магмы при ее движении вверх. Современные магмовые очаги, и те и другие, выделяются, главным образом, по сейсмическим, сейсмологическим и геоэлектрическим данным. Установлена эмпирическая зависимость точки Кюри (состава) первично-магматического титаномагнетита в магматических породах основного состава от глубины очага (последнего равновесного состояния магмы в результате длительного ее стояния в одних условиях, т.е. на одной глубине), из экспериментальных данных (Нкм=82-0,14Т_с) и из сравнения петромагнитных и сейсмологических данных (Нкм=80-0,16Т_с, для глубин более 10км). По этой зависимости глубина первичных очагов вулканов срединных хребтов океанов, континентальных рифтов и других зон растяжения однообразна и составляет 50-60км, тогда как под зонами сжатия, субдукции (это, прежде всего вулканизм островных дуг) глубина очагов широко варьирует – 60 км и более до 20км и менее. Очевидно, это промежуточные очаги, где равновесие достигается. Обычно глубина промежуточных очагов уменьшается от более ранних этапов вулканизма к более поздним. Есть зоны сложного вулканизма, где этапы преобладающего сжатия сменяются этапами преимущественного растяжения, в результате изменяется и глубина очагов (например, молодой вулканизм Армении, Камчатки).

Печерский и др., 1975.

МАГНЕЗИОФЕРРИТ – минерал, феррошпинель, MgFe₂O₄; крайний член серии твердых растворов магномагнетитов. Удельный вес 4,52 г/см³, плотность упаковки 0,158, параметр решетки а_о=0,838нм. Ферримагнетик, точка Кюри Т_с=310°С, удельная намагниченность насыщения J_s=24Ам²/кг. Чистый магнезиоферрит – редкий минерал, встречается в вулканитах; как гидротермальный минерал, образует срастания с гематитом. Более распространен магномагнетит. См. феррошпинели.

МАГНЕТИЗМ АТОМОВ обусловлен: 1) существованием у электрона спинового магнитного момента, 2) орбитальным движением электронов в атоме, создающим орбитальный магнитный момент (точнее, магнитный момент движения электронного облака вокруг ядра), 3) магнитным моментом ядра, который создается спиновыми моментами протонов и нейтронов. Определяющую роль в магнетизме атомов играет первый механизм.

МАГНЕТИЗМ ГОРНЫХ ПОРОД – см. петромагнетизм, петромагнитология.

МАГНЕТИЗМ ПЕРЕХОДНЫХ ЭЛЕМЕНТОВ. К переходным элементам относятся, прежде всего, элементы группы железа (Титан, скандий, хром, марганец, железо, кобальт, никель), а также группы палладия, платины, редкоземельные и актиниды. В петромагнетизме определяющее значение имеют элементы группы железа и в первую очередь само железо, благодаря его большой распространенности на Земле и в космосе по сравнению со всеми остальными переходными элементами. В атомах переходных элементов внутренние оболочки (d, f-слои) заполнены электронами не полностью, в этих слоях спиновые и орбитальные магнитные моменты не скомпенсированы, что приводит к существованию у изолированных атомов переходных элементов значительного магнитного момента. Магнитные моменты атомов переходных элементов (в магнетонах Бора): Ti³⁺, V⁴⁺ – 1,8; Cr³⁺, Mn⁴⁺ – 3,81-3,86; Cr²⁺, Mn³⁺ – 4,8-5,0; Fe³⁺ – 5,4-6; Fe²⁺, Co³⁺ – 5,0-5,5; Co²⁺ – 2,9-3,4.

*МАГНЕТИТ – минерал, Fe₃O₄, феррошпинель. Удельный вес 5,2 г/см³, а_о=0,8396, плотность упаковки 0,157. Ферримагнетик, удельная намагниченность насыщения J_s=92Ам²/кг, точка Кюри Т_с=580°С. Особенность магнетита – наличие изотропной точки (-143°С) и точки Вервея (150°С). Наиболее распространенный в природе магнитный минерал, присутствует практически во всех типах горных пород, главным образом, продукт процессов метаморфизма, гидротермальных изменений, гетерофазного изменения титаномагнетитов, ильменита, сульфидов железа, известен биогенный магнетит. В окислительных условиях (поверхности Земли) магнетит неустойчив и изменяется: 1) однофазное окисление с образованием катион-дефицитного магнетита вплоть до маггемита происходит в низкотемпературных условиях, обычно водных, 2) гетерофазное окисление, ведущее к распаду с образованием оторочек и ламеллей гематита (мартитизация) вплоть до полного превращения магнетита в гематит, происходит как в высокотемпературных, так и низкотемпературных условиях..

МАГНЕТИТОВЫЙ ОЛИВИНИТ – оливиновая порода, в которой зерна оливина как бы цементируют магнетит. На Урале встречаются жилообразные тела магнетитовых оливинитов в обыкновенных дунитах.

МАГНЕТОПЛЮМБИТ – минерал, PbFe₁₂O₁₉, гексагональный. Ферримагнетик. Pb часто замещается Mn²⁺, а Fe³⁺ – Mn²⁺ и Ti. Редок, в гидротермальных жилах ассоциирует с гематитом и др.

МАГНИТНАЯ АККОМОДАЦИЯ – совокупность процессов постепенного приспособления состояния магнитного материала к изменившимся внешним условиям. Главные виды: 1) магнитная подготовка – на магнетик действует циклически меняющееся магнитное поле, петля гистерезиса постепенно принимает окончательную форму; 2) магнитная вязкость; 3) дезаккомодация магнитной восприимчивости.

МАГНИТНАЯ АНОМАЛИЯ – см. аномальное магнитное поле.

МАГНИТНАЯ АНИЗОТРОПИЯ – зависимость магнитных свойств вещества от направления. Количественно анизотропия оценивается как отношение максимального значения измеряемой характеристики к минимальному. Обычно измеряется анизотропия магнитной восприимчивости, реже – остаточной намагниченности (насыщения, идеальной и т.п.). В слабомагнитных породах в первой существенен вклад от парамагнитных минералов, поэтому представляет интерес или выделять магнитную часть восприимчивости или мерить анизотропию остаточной намагниченности, чтобы получить информацию об анизотропии и магнитной, и парамагнитной части материала. В зависимости от природы выделяется ряд видов магнитной анизотропии: кристаллографическая, упругих напряжений и формы.

Кристаллографическая анизотропия – анизотропия, вызванная тем, что в кристалле магнитного минерала есть так называемые оси легкого и трудного намагничивания, совпадающие с определенными кристаллографическими осями, разными для разных кристаллических структур. Например, у ильменитов ось легкого намагничивания направлена вдоль оси симметрии [0001], у железа – по ребру куба [100], у титаномагнетита – по диагонали куба [111]. При намагничивании монокристалла вектор намагниченности отклоняется от направления внешнего поля в сторону ближайшей оси легкого намагничивания. В горных породах оси легкого намагничивания магнитных зерен располагаются хаотично, поэтому статистический эффект этого вида анизотропии мал по сравнению с анизотропией формы. Разность энергии, затрачиваемой на намагничивание кристалла до насыщения по некоторому направлению, и энергии намагничивания по направлению оси легкого намагничивания называется энергией кристаллографической анизотропии. Ее величина может быть выражена через некоторые коэффициенты – константы кристаллографической анизотропии – и косинусы углов между намагниченностью насыщения и осями кристаллов.

Анизотропия упругих напряжений – анизотропия, возникающая в магнитном материале из-за внешних механических напряжений. Благодаря тому, что природные магнитные минералы кристаллизуются в сложных условиях, а затем находятся в горных породах (в сложной матрице), содержат примеси и разного рода дефекты кристаллической решетки, они, как правило, находятся в напряженном состоянии независимо от внешнего магнитного поля.

Анизотропия формы – влияние формы магнитного тела (образца породы, отдельного зерна) на его намагниченность. Намагничивающее поле является векторной суммой внешнего магнитного поля и внутреннего размагничивающего поля (размагничивающий фактор). Если тело неизометрично, намагниченность отклоняется от направления внешнего магнитного поля в сторону длинной оси тела: величина отклонения зависит от разности размагничивающих факторов по короткой и длинной осям. Разновидность анизотропии формы – слоистая (плоскостная) анизотропия, возникающая в случае пластообразной формы тела, слоистая анизотропия может сочетаться со текстурной.

Эксперименты показали, что из-за сложного, как правило, ансамбля магнитных зерен, главную роль в горных породах играет анизотропия формы, линейная, плоскостная или их комбинация. Линейная анизотропия (Хмах>Хin=Xmin) вызвана ориентированным положением удлиненных зерен, образованным, например, течением, воздействием внешнего магнитного поля на оседающие зерна. Плоскостная анизотропия (Xmax=Xin>Xmin) образуется в результате выполаживания неизометричных зерен в определенной плоскости, например, при уплотнении осадка и/или действия направленного давления во время кристаллизации магнитных зерен.

Магматические породы близки изотропным, т.к. при их кристаллизации действует гидростатическое давление. Слабая плоскостная анизотропия характерна для пластовых интрузивных тел, особенно заметна в приконтактовых частях тела, в отличие от лавовых потоков для которых более характерна слабая линейная анизотропия, вызванная течением.

*МАГНИТНАЯ ВОСПРИИМЧИВОСТЬ (κ) – физическая величина, характеризующая зависимость намагниченности вещества от магнитного поля. Восприимчивость парамагнетиков не зависит от напряженности внешнего поля, а магнитных материалов – зависит. Восприимчивость магнитных материалов – структурно-чувствительная характеристика, она падает с ростом дефектности, напряженного состояния и уменьшением размера магнитных зерен. Величина κ широко варьирует и определяется в первую очередь концентрацией магнитных и парамагнитных минералов. Вариации концентрации магнитных минералов и, соответственно, κ в магматических породах зависят, в первую очередь, от тектонической обстановки, во вторую – от состава магм. И то и другое определяется окислительно-восстановительным режимом в магме к моменту кристаллизации магнитных минералов. Минимальна κ у синорогенных (коллизионных) гранитных батолитов складчатых областей (κ <10^-3 ед. СИ) и максимальна у габбро, долеритов горячих точек и рифтов, у серпентинитов (нередко κ>0.1 ед. СИ). С ростом температуры восприимчивость растет, особенно заметно близ точки Кюри (эффект Гопкинсона), тогда как остаточная намагниченность только падает, в результате с ростом температуры возрастает относительный вклад индуктивной намагниченности в суммарной намагниченности глубинных пород и, соответственно, в магнитные аномалии. Магнитная восприимчивость является полезным индикатором литологических особенностей осадочных толщ. Благодаря простоте и быстроте измерений (непосредственно в поле, в обнажениях), магнитная восприимчивость наиболее широко используется как индикатор концентрации магнитных минералов. См. петромагнетизм, индуктивная намагниченность.

МАГНИТНАЯ ВЯЗКОСТЬ (МАГНИТНОЕ ПОСЛЕДЕЙСТВИЕ) – задержка во времени изменения намагниченности, восприимчивости и других магнитных характеристик магнетиков по отношению к изменению напряженности внешнего магнитного поля. Возникшая таким образом намагниченность называется вязкой. Магнитная вязкость связана с двумя процессами: 1) с термическими флуктуациями в присутствии постоянного магнитного поля, этот процесс более характерен для однодоменных зерен и многодоменных с высокой плотностью дефектов;

2) с диффузией частиц и дефектов в кристаллической решетке магнитного минерала, чаще происходит в многодоменных зернах с малой дефектностью. Оба процесса существенно зависят от температуры. См. вязкая остаточная намагниченность.

Шолпо, 1977.

МАГНИТНАЯ ГИДРОДИНАМИКА – наука о движении электропроводящих жидкостей и газов в присутствии магнитного поля; раздел физики. Основа теории геомагнитного динамо – теории магнитного поля Земли.

МАГНИТНАЯ ЖЕСТКОСТЬ – устойчивость магнитного состояния магнитных материалов к воздействию магнитного поля. Количественно выражается через такие характеристики, как коэрцитивная сила, остаточная коэрцитивная сила, медианное разрушающее поле, коэрцитивный спектр. См. магнитный гистерезис.

МАГНИТНАЯ ПОЛЯРНОСТЬ – знак естественной остаточной намагниченности или ее компонент. См. геомагнитная полярность, геомагнитная инверсия.

МАГНИТНАЯ ПОДРЕШЕТКА – система периодически расположенных в пространстве одинаковых магнитных атомов или ионов, имеющих одинаковые по величине и направлению магнитные моменты. Размеры элементарной ячейки магнитной подрешетки могут совпадать (ферриты) и быть больше кристаллической элементарной ячейки. Магнитные подрешетки рассматривают при описании атомной магнитной структуры. См. магнитное упорядочение, феррошпинели.

МАГНИТНАЯ СТАБИЛЬНОСТЬ – см. стабильность остаточной намагниченности, магнитная жесткость.

МАГНИТНАЯ СТРУКТУРА – распределение самопроизвольной намагниченности внутри магнитных тел при температуре ниже точки Кюри. Различаются два уровня магнитных структур: атомная (периодическое пространственное расположение магнитоактивных ионов и упорядоченная ориентация их магнитных моментов в кристалле) и доменная (распределение доменов с различной ориентацией спонтанной намагниченности по объему магнетика).

См. магнитное упорядочение, магнитная подрешетка, домены.

МАГНИТНАЯ СЪЕМКА – измерение элементов геомагнитного поля в различных точках поверхности и близ поверхности планеты (наземная, гидромагнитная, аэромагнитная, спутниковая). С помощью магнитной съемки картируется площадная структура геомагнитного поля, главного магнитного поля, аномальной его части, распределение магнитных масс в литосфере. Графический результат магнитных съемок – магнитные карты элементов геомагнитного поля, карты изодинам, изогон, изоклин, изопор.

МАГНИТНАЯ ТЕКСТУРА – преимущественная пространственная ориентация осей легкого намагничивания в поликристаллическом образце магнетика, в результате которой он обладает магнитной анизотропией.

См. магнитная анизотропия.

МАГНИТНАЯ ЧИСТКА – способ разделения естественной остаточной намагниченности на компоненты по их стабильности к внешнему воздействию в нулевом постоянном магнитном поле. В настоящее время наиболее распространены виды магнитной чистки: 1) временная чистка, 2) термочистка (Т-чистка), 3) чистка переменным магнитным полем (Н-чистка), 4) химическое травление (С-чистка) и их комбинации. Магнитные чистки, как таковые, не дают информации ни о природе, ни о времени образования выделенных компонент естественной остаточной намагниченности. Если направления компонент различаются, можно судить лишь о вероятной их разновременности. Нужна дополнительная информация.

См. палеомагнитная надежность.

МАГНИТНАЯ ФАЗА – фаза (физическая), однородная по магнитным свойствам.

МАГНИТНАЯ ФРАКЦИЯ – выделенная постоянным магнитом или электромагнитом часть из порошка (природного или образованного в результате искусственного дробления породы или любого другого материала). Для изучения магнитных минералов такой способ их выделения весьма грубый. К тому же при дроблении часто состояние магнитных минералов, их состав, структура нарушаются, происходит окисление, новообразование, уничтожение магнитных минералов.

МАГНИТНОЕ НАКЛОНЕНИЕ – см. главное магнитное поле Земли.

МАГНИТНОЕ ПОЛЕ ЗЕМЛИ – см. геомагнитное поле, главное магнитное поле Земли, аномальное магнитное поле.

МАГНИТНОЕ СТАРЕНИЕ – изменение магнитных свойств магнитного материала в результате длительного воздействия различных факторов, механических, тепловых, времени и других. Старение выражается в перестройке доменной структуры (преимущественно обратимое) или кристаллической структуры – необратимый переход из метастабильного в более устойчивое равновесное состояние, в частности, снимаются напряжения, устраняются дефекты и т.п.

МАГНИТНОЕ УПОРЯДОЧЕНИЕ – явление взаимного самопроизвольного (без участия внешнего магнитного поля) выстраивания магнитных моментов атомов в веществе. Это явление связано, во-первых, с атомами с определенным распределением электронов (переходные элементы, в первую очередь, группы железа), во-вторых, с упорядоченным расположением таких атомов в решетке кристалла на расстояниях, при которых возникает обменное взаимодействие. Известны четыре типа магнитного упорядочения:

ферромагнетизм – магнитные моменты атомов ориентированы параллельно друг другу, в результате материал обладает наиболее высокой самопроизвольной намагниченностью. Это упорядочение нарушается в точке Кюри, когда энергия теплового движения становится выше энергии обменного взаимодействия; наиболее распространенный в природе ферромагнетик – металлической железо, наиболее широко встречается в железных метеоритах, им, очевидно сложено ядро Земли;

антиферромагнетизм – магнитные моменты атомов ориентированы антипараллельно, в результате чего возникают магнитные подрешетки, суммарная самопроизвольная намагниченность которых равна нулю. Антиферромагнетизм разрушается в точке Нееля; известные в природе антиферромагнетики имеют очень низкие точки Нееля (у одного из наиболее распространенных антиферромагнетиков ильменита точка Нееля -205°С), соответственно в реальных земных условиях все они являются парамагнетиками; наиболее распространены в магматических и метаморфических породах;

ферримагнетизм – магнитные моменты атомов ориентированы антипараллельно, но из-за разных их величин и неравного числа атомов в подрешетках, векторная сумма намагниченностей подрешеток не равна нулю и вещество обладает самопроизвольной намагниченностью. Порядок разрушается в точке Кюри; среди природных ферримагнетиков широко распространены титаномагнетиты и среди них – магнетит, реже встречаются гемоильмениты и пирротины; широко распространены во всех типах горных пород, более характерны для магматических и метаморфических пород; подавляющее большинство магнитных аномалий на Земле связаны со скоплениями минералов этой группы;

слабый ферромагнетизм – вариант антиферромагнетизма, когда магнитные моменты атомов не строго антипараллельны, благодаря чему материал обладает малой суммарной самопроизвольной намагниченностью, направленной перпендикулярно к антиферромагнитному порядку; наиболее известен слабый ферромагнетик гематит, чрезвычайно широко распространенный в поверхностной зоне высокого окисления Земли.

Л.Неелем выделены пять возможных типов зависимости J_s(T) для различных вариантов магнитного упорядочения. В настоящее время открыты и аморфные магнитные вещества (кластеры, спиновое стекло). Явление магнитного упорядочения существенно влияет на такие физические свойства вещества, как тепловые, упругие, электрические и другие, приводя к аномалиям этих свойств. Изучение таких аномалий дает ценные сведения о характере и природе магнитного состояния вещества. Непосредственно тип магнитного упорядочения фиксируется с помощью нейтронографии.

См. домены, остаточная намагниченность, петромагнетизм.

МАГНИТНОУПОРЯДОЧЕННЫЕ МИНЕРАЛЫ – магнитные минералы.

См. магнитное упорядочение.

МАГНИТНЫЕ АНОМАЛИИ – см. аномальное магнитное поле.

МАГНИТНЫЕ ГЕОТЕРМОМЕТРЫ – на базе термомагнитных исследований создана серия магнитных геотермометров, т.е. способов оценки температуры кристаллизации, перекристаллизации магнитных минералов или температуры приобретения ими остаточной намагниченности. Все они в основном используются как предельные, т.е. оценивается температура образования выше или ниже точки Кюри присутствующих в породе магнитных минералов.

Примеры магнитных геотермометров: 1) сравнение поведения естественной остаточной намагниченности и созданной в лаборатории на том же материала идеальной, полной или парциальной термической остаточной намагниченности при разрушении их температурой и переменным магнитным полем, сопоставление коэрцитивных спектров; 2) изменение формы J(T) гексагонального пирротина λ-типа в зависимости от его вторичного прогрева ниже точки Кюри; 3) при наличии в магнитных минералах тонкого распада по температуре гомогенизации можно судить о температуре этого распада. Этот метод позволяет оценивать температуру выше точек Кюри магнитных минералов.

Достоинство всех магнитных геотермометров – простота и быстрота операций, измерение непосредственно образца горной породы, содержащей меньше 0,1% магнитных минералов.

Печерский,1985; Шолпо, 1977.

МАГНИТНЫЕ ДОМЕНЫ – см. домены.

МАГНИТНЫЕ МИНЕРАЛЫ – минералы, обладающие магнитным упорядочением. См. магнитное упорядочение.

*МАГНИТНЫЕ МИНЕРАЛЫ МАГМАТИЧЕСКИХ ПОРОД – в соответствии с термодинамической диаграммой Р-Т-fO₂ из магм кристаллизуются разные феррошпинели, наиболее распространен среди них титаномагнетит, состав его определяется Т-fO₂ условиями. Магнитные минералы магматических пород неустойчивы в условиях поверхности Земли, и еще на стадии остывания магматических пород титаномагнетиты в них распадаются, в случае медленно остывающих мощных тел первичный титаномагнетит практически не сохраняется. При этом он не только распадается, но и «растворяется» в окружающих силикатах. В ходе «растворения», в первую очередь, выносится за пределы зерна титаномагнетита железо, в результате чего титаномагнетит становится более титанистым по сравнению с первичным. Гомогенные титаномагнетиты обычно сохраняются при быстром остывании лав, маломощных интрузий. Состав первичных титаномагнетитов внутренних частей магматических тел отвечает Т-fO₂ равновесию в магме, в краях тел, где сильно взаимодействие с внешней средой, равновесие нарушается, и образуются феррошпинели разных составов, часто близкие магнетиту. Это видно на примере краев лавовых потоков, пиллоу-лав. Кристаллизация расплава (даже лавы) идет чаще в условиях, близких закрытой системе, в результате чего относительно ранние титаномагнетиты нередко содержат меньше титана, чем более поздние зерна. Встречаются зональные зерна титаномагнетита, менее титанистые в центре и более титанистые по краям. Реже встречаются обратные ситуации, характерные для открытых систем (например, островодужные вулканиты). По составу первичных титаномагнетитов (магнитным свойствам) возможна оценка, например, глубины равновесного состояния магмы (глубины очага).

См. условия образования природных магнитных минералов.

*МАГНИТНЫЕ МИНЕРАЛЫ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ПОРОД. Изменения горных пород при повышенных Р-Т регионального метаморфизма сопровождаются или уничтожением первичных магнитных минералов, или существенной их перекристаллизацией, новообразование магнитных минералов не характерно. Наряду с этим известны процессы автометаморфизма, контактового метаморфизма, метасоматоза с образованием заметных концентраций магнетита. Широко распространена пирротиновая минерализация. По магнитным свойствам возможна оценка условий образования и преобразования магнитных минералов при метаморфических и гидротермальных процессах, частности, оценка температуры.

См. условия образования природных магнитных минералов.

*МАГНИТНЫЕ МИНЕРАЛЫ ОСАДКОВ И ОСАДОЧНЫХ ПОРОД образуются в результате химических реакций при температуре, близкой к комнатной, и давлении порядка 1 атм (аутигенные минералы), как в условиях «гематитовой» высокого окисления (чаще), так и «магнетитовой» и даже «силикатной» зоны. В первом случае образуются гидроокислы железа, переходящие при потере воды в гематит и маггемит; продукты окисления сидерита, пирита и других железосодержащих немагнитных минералов – магнетит, маггемит, гематит. В слабоокислительных условиях образуется магнетит, в восстановительных – пирротин, грейгит и т.п. Известен магнетит биогенного происхождения. Размеры таких образований чаще менее 1мкм. Кроме аутигенных, в осадках широко распространены аллотигенные магнитные минералы, попадающие в осадки в виде обломков в результате разрушения горных пород. Часто такие минералы принадлежат по своему происхождению к иным термодинамическим зонам и неустойчивы в поверхностных условиях. Например, обломки титаномагнетита, попадая в осадки, довольно быстро окисляются до титаномаггемита, магнетита. Для палеомагнитных исследований более надежны объекты, содержащие аллотигенные зерна магнитных минералов, они более вероятные носители первичной ориентационной остаточной намагниченности и надежнее известно время их образования (осаждения).

См. условия образования природных магнитных минералов.

МАГНИТНЫЕ ПЛЕНКИ – слои магнитных веществ толщиной от единиц до десятков нм, ведущие себя как однодоменные. Широко используются в физике, технике. Прозрачные магнитно-мягкие пленки можно использовать для оценки полярности остаточной намагниченности отдельных зерен магнитных минералов непосредственно в горной породе, накладывая магнитную пленку на ориентированный шлиф.

МАГНИТНЫЕ ПОЛЮСЫ ЗЕМЛИ – точки на земной поверхности, где магнитные наклонения равны ±90°. Ближайший к северному географическому полюсу называется северным магнитным полюсом Земли, ближайший к южному – южным магнитным полюсом Земли. Современное положение магнитного полюса в северном полушарии: 75°N, 101°W. Положение магнитных полюсов Земли во времени непостоянно. См. блуждания геомагнитного полюса.

*МАГНИТНЫЕ СВОЙСТВА ГОРНЫХ ПОРОД – совокупность физических свойств, характеризующих способность горных пород намагничиваться. Петромагнитная информация сосредоточена главным образом в магнитных минералах, магнитные свойства которых определяются их составом, структурой и магнитным состоянием, в свою очередь, зависящими от условий их образования и преобразования. Палеомагнитная информация заключена исключительно в магнитных минералах. Магнитные свойства среди физических свойств горных пород занимают особое положение: а) они связаны с небольшим числом минеральных образований, содержание которых в породах, как правило, незначительно; б) возможно использование не только "статических", но и "кинематических" характеристик, таких как процесс намагничивания, магнитная вязкость, термомагнитный анализ и др.; в) используется уникальное свойство магнитной памяти магнитных минералов о внешних воздействиях на них магнитного поля, давлений, температуры, времени, режимах кристаллизации. Внутри Р-Т области существования магнитных минералов их образование определяется в первую очередь температурой и окислительными условиями. Информативность магнитных свойств неравнозначна и неоднозначна.

См. петромагнетизм, магнитная восприимчивость, магнитное упорядочение, условия образования магнитных минералов и др.

МАГНИТНЫЙ ГИСТЕРЕЗИС – отставание размагничивания (перемагничивания) магнитного материала от внешнего магнитного поля. Намагничивание материала до состояния насыщения (поле H_s), затем размагничивание и перемагничивание до -H_s, последующее намагничивание до +H_s образуют полный замкнутый гистерезисный цикл – петлю гистерезиса. Главные характеристики петли гистерезиса: поле магнитного насыщения, намагниченность насыщения, остаточная намагниченность насыщения (при Н=0), коэрцитивная сила (при J=0), остаточная коэрцитивная сила (при J_r=0).

МАГНИТНЫЙ МОМЕНТ – основная величина, характеризующая магнитные свойства вещества. Элементарным источником магнетизма считается электрический ток. Вектор, определяющийся произведением силы тока на площадь контура замкнутого тока, есть магнитный момент. По аналогии с электрическим дипольным моментом дипольный магнитный момент М=ml, где m – эквивалентный магнитный "заряд", l – расстояние между магнитными "зарядами" противоположных знаков.

МАГНИТНЫЙ ЦЕНТР ЗЕМЛИ – место расположения магнитного диполя, наилучшим образом аппроксимирующего реальное магнитное поле Земли.

МАГНИТНЫЙ ЭКВАТОР – нулевая изоклина или нулевая изодинама вертикальной составляющей геомагнитного поля.

МАГНИТНЫЙ ЭКРАН – магнитно-мягкий материал с высокой магнитной восприимчивостью и минимально низкой магнитной жесткостью, образующий замкнутое или близкое к нему пространство, внутри которого магнитное поле существенно ниже внешнего. Например, трансформаторное железо экранирует внешнее магнитное поле в несколько раз, однослойный экран из отожженного пермаллоя – на порядок. Применяя систему «экран в экране» (3-5 экранов) и магнитную чистку внутреннего экрана переменным магнитным полем, можно уменьшить эффект внешнего магнитного поля до 10000 раз, т.е. магнитное поле внутри такого экрана менее 10 нТ.

МАГНИТОАКТИВНЫЙ СЛОЙ – часть литосферы, в которой сосредоточены источники магнитных аномалий. См. аномальное магнитное поле.

*МАГНИТОЛИТОЛОГИЯ – прикладное научное направление, применение методов петромагнитологии, палеомагнитологии, магнитоминералогии для решения задач литологии, для изучения разных условий и стадий литогенеза, возраста и последовательности осадкообразования, процессов образования аутигенных магнитных минералов, осадочных полезных ископаемых, оценки палеогеографической обстановки и др. См. петромагнитология, условия образования природных магнитных минералов, магнитные минералы осадков.

МАГНИТОМЕТРИЯ – раздел геомагнитологии, посвященный аппаратуре и методике измерений геомагнитного поля и магнитных свойств горных пород, методике обработки и интерпретации результатов измерений.

*МАГНИТОМИНЕРАЛОГИЯ – научное направление, раздел петромагнитологии, изучение магнитных свойств искусственных и природных магнитных минералов в горных породах и во фракциях, процессов их преобразований для решения различных задач петромагнитологии и палеомагнитологии. Очень высокая чувствительность магнитных измерений позволяет вести исследования при концентрации магнитных минералов в горной породе менее 0,01% и при этом фиксировать незначительные их изменения.

*МАГНИТОПЕТРОЛОГИЯ – прикладное научное направление, применение методов петромагнитологии, палеомагнитологии и магнитоминералогии для решения задач петрологии, выяснения условий магмообразования, кристаллизации, вторичных изменений пород, изучения процессов рудообразования; термометрия; оценка возраста магматических и др. образований, последовательности этих процессов и др. Для решения прямой задачи магнитопетрологии ведутся теоретические и экспериментальные исследования связей магнитных свойств магнитных минералов с физико-химическими условиями их образования.

Обобщение всех данных показало, что все разнообразие условий образования горных пород, составляющих земную кору, описывается сочетанием четырех петромагнитных типов [Петромагнитная модель…,1994]:

ультрамафит-мафитовый тип представлен практически первично-немагнитными кумулятивными габбро, породами расслоенного комплекса, образованным в относительно восстановительных условиях (буфер QMF и ниже) «силикатной» зоны, система близка закрытой; характерны редкие зерна ильменита и высокотитанового титаномагнетита (х=0,6-0,7). Образует слой 3В океанской земной коры, кору «сухих» рифтов, осадочных бассейнов, зеленокаменные пояса.

Фемический тип представлен обычно первично-магнитными и высокомагнитными продуктами кристаллизации базальтовой магмы и ее дифференциатами, базальтами, габбро, феррогаббро и т.п.; реже средние и кислые породы; результат магматизма структур растяжения, океанских и континентальных рифтов, плюмов; относительно низкоокислительный режим, близкий буферу NNO «магнетитовой» зоны и типичный для базальтовой магмы, система близка закрытой; обычно присутствуют первичные высокотитановые титаномагнетиты (х=0,6-0,7), гемоильмениты, близкие по составу ильмениту.

Сиальмафический тип представлен первично-магнитными, реже слабомагнитными продуктами дифференциации магмы известково-щелочного типа, от основных до кислых – результат переплавления субдуцированной коры, подъема магмы в условиях сменяющихся режимов сжатия и растяжения; окислительный режим широко варьирует от буфера NNO до МН «магнетитовой» зоны; система открытая; характерно присутствие титаномагнетитов разного состава (от х>0,6 до х<0,15), гемоильменитов.

Сиалический представлен первично-немагнитными – слабомагнитными гранитоидами, реже другими породами – продуктами плавления коры в зонах коллизии, сжатия, складчатости; условия низкоокисительные, типичные для «силикатной» зоны, близкие буферу QMF, система близка открытой; из первичных рудных встречается ильменит. См. петромагнитология, магнитоминералогия, магнитная восприимчивость, условия образования магнитных минералов, магнитные свойства горных пород и др.

Петромагнитная модель…1994.

МАГНИТОРАЗВЕДКА – раздел геофизики, геомагнитологии, прикладной раздел петромагнитологии. Один из методов изучения геологического строения, поисков и разведки полезных ископаемых, основанный на пространственных изменениях аномального магнитного поля, связанных с различной намагниченностью горных пород и другими причинами. Простота, высокая производительность магниторазведки определили широкое ее применение в практике геолого-поисковых работ, геологического картирования, особенно ее модификации – аэромагнитной съемки.

МАГНИТОСТАТИЧЕСКОЕ ВЗАИМОДЕЙСТВИЕ – взаимное влияние магнитных полей намагниченных тел, в частности, зерен магнитных минералов, частей магнитных минералов (доменов), тем большее, чем меньше расстояние между намагниченными телами и чем больше их магнитный момент Магнитостатическое взаимодействие однодоменных зерен ведет к уменьшению суммарной остаточной намагниченности и магнитной жесткости такого ансамбля зерен, т.е. к приближению магнитных свойств к многодоменным зернам. См. домены, нормальное намагничивание.

*МАГНИТОСТРАТИГРАФИЧЕСКАЯ ШКАЛА – шкала геомагнитной полярности, привязанная к биостратиграфической шкале. Такая шкала строится на основании магнитостратиграфического изучения конкретных геологических разрезов, колонок кернов из скважин или поднятых со дна озер, морей и океанов, выделения в изучаемых разрезах интервалов (зон) прямой и обратной геомагнитной полярности и привязки их к биостратиграфическим данным. На основании возрастной и палеомагнитной корреляции частных разрезов составляются региональные магнитостратиграфические шкалы, которые, в свою очередь, сопоставляются с общей магнитостратиграфической и магнитохронологической шкалами. В результате первые датируются, а вторые дополняются и уточняются. К настоящему времени составлена магнитостратиграфическая шкала для фанерозоя и части рифея. Эта шкала неполная и требует детализации и уточнения. Единицей магнитостратиграфической шкалы является зона (магнитозона).

См. шкала геомагнитной полярности.

*МАГНИТОСТРАТИГРАФИЯ – раздел палеомагнитологии, исследующий вектор естественной остаточной намагниченности и другие магнитные характеристики для возрастной корреляции геологических и геофизических событий. Корреляция по зонам геомагнитной полярности – наиболее точный метод глобальной возрастной корреляции. Одна из главных задач магнитостратиграфии – построение магнитостратиграфической шкалы времени, использующей как инверсии, так и другие особенности геомагнитного поля. В принципе для возрастной корреляции и построения шкалы могут быть использованы и вариации палеонапряженности и направления поля, и скалярные магнитные характеристики, последние годятся для детальной местной корреляции, распознавания магнитозон.

Храмов и др., 1982.

МАГНИТОСТРИКЦИЯ – изменение формы и размеров тела при его намагничивании. В магнитных материалах относительное удлинение (линейная магнитострикция) достигает 10^-5 – 10^-3.

МАГНИТОСТРУКТУРНЫЙ АНАЛИЗ – изучение структуры вещества по его магнитным свойствам, анализ основан на связи основных характеристик магнитных веществ с их структурой. См. структурно-чувствительные магнитные характеристики.

МАГНИТОТЕКТОНИКА – раздел палеомагнитологии, изучающий по направлению естественной остаточной намагниченности движения литосферы от глобальных реконструкций (дрейф континентов, спрединг) до локальных деформаций. В магнитотектонике, как и в геологии, два типа классификации задач: генетическая (тип, характер движений, их закономерности, возраст) и масштабная (глобальные, региональные и локальные реконструкции). Два пути магнитотектонических исследований: 1) изучение направлений естественной остаточной намагниченности ориентированных образцов горных пород из геологических тел, толщ, блоков, плит, опирающееся на простое обоснование: расхождение палеомагнитных направлений и палеомагнитных полюсов есть результат движения блоков и деформаций. Отсюда определение деформаций и смещений тел сводится к возвращению последних в такое положение, при котором синхронные палеомагнитные направления окажутся параллельными; 2) кинематические реконструкции по линейным магнитным аномалиям океанов и палеоокеанов (в основе кинематических реконструкций лежат не только магнитные аномалии, но и данные о трансформных разломах, тектонических поясах и т.п.). Имея геомагнитную шкалу времени и определив по ней возраст линейных аномалий, можно провести изохроны океанского и палеоокеанского ложа. Этот путь возможен лишь до максимального возраста дна океана – около 170 млн. лет.

Надежные магнитотектонические реконструкции возможны лишь в сочетании с другими геолого-геофизическими данными. Введение числа, меры в оценку тектонических движений главное достоинство магнитотектоники – оно позволяет прогнозировать движения для разных геологических интервалов и в будущее. По палеомагнитному склонению и положению оси поворота (полюс вращения) можно вычислить величину горизонтального перемещения участка, удаленного от оси поворота на определенное расстояние. Таким путем, например, можно обнаружить была ли в общем движении той или иной части складки вращательная составляющая, т.е. можно определить характер деформации складки. По палеомагнитным возможна оценка поворота блока не только вокруг вертикальной оси (горизонтальное движение), но и поворота вокруг произвольно расположенной оси.

См. палеомагнетизм, палеомагнитология, линейные магнитные аномалии, дрейф континентов, спрединг и др.

Аплонов, 1990; Печерский, Диденко,1995; Храмов и др., 1982.

МАГНИТОХРОНОЛОГИЧЕСКАЯ ШКАЛА – шкала геомагнитной полярности, составленная на основании радиологических датировок горных пород с известной геомагнитной полярностью. На базе реперных радиологических датировок магнитостратиграфических разрезов, увязки их в единую магнитостратиграфическую шкалу, последняя благодаря абсолютным датировкам становится шкалой магнитохронологической. Примерно до 170 млн. лет для построения магнитохронологической шкалы используются данные по линейным магнитным аномалиям океанов в сочетании с радиологическими датировками магматических пород дна океана. Единицей магнитохронологической шкалы является хрон (магнитохрон).

См. шкала геомагнитной полярности.

МАГНОМАГНЕТИТ – минерал группы шпинели, (Fe,Mg)Fe₂O₄; твердый раствор ряда магнетит-магнезиоферрит. Ферримагнетик. См. феррошпинели, магнезиоферрит.

МАККИНАВИТ – минерал, сульфид, твердый раствор Fe_1+xS, x=0,04-0,07. Тетрагональный, а=0,368нм, с=0,503нм. Термически устойчив ниже 153°С. Парамагнетик. Встречается в ультраосновных породах, черных илах.

МАНТИЯ ЗЕМЛИ – твердая оболочка между земной корой и ядром Земли. Магнитные минералы в мантии неизвестны, в мантийных ксенолитах они отсутствуют; по Р-Т-fO₂ условиям мантия относится к «силикатной» зоне. См. условия образования магнитных минералов, континентальная земная кора и др.

МАРКАЗИТ – минерал FeS₂, ромбический аналог пирита. Парамагнетик. Распространен в гидротермальных образованиях, развивается по пирротину; встречается в восстановительных условиях диагенеза осадков, в углистых отложениях, в конкрециях вместе с пиритом.

МАРТИТ – плотный или рыхлый агрегат гематита, образованный по зернам магнетита при их окислении.

МЕДИАННОЕ РАЗРУШАЮЩЕЕ ПОЛЕ (Нм)- значение напряженности переменного магнитного поля, разрушающего половину величины остаточной намагниченности. Вид разрушаемой остаточной намагниченности изображается в индексе Н_м: например, Н_mn – медианное поле разрушения естественной остаточной намагниченности J_n, H_mi – идеальной остаточной намагниченности J_ri и т.д. В случае однодоменных зерен величины H_ms и H_cr близки между собой ( в идеале, совпадают), в случае же многодоменных зерен H_cr заметно больше, чем H_ms.

МЕЙМЕЧИТ – ультраосновная изверженная порода с многочисленными вкраплениями магнезиального оливина (30-40% объема). Основная масса состоит из пироксена. Характерно низкое содержание SiO2 (35-38%); присутствует первичный титаномагнетит, хромит, апатит, биотит. Порода обычно серпентинизирована.

МЕЛАНЖ – пестрые брекчии, переработанные в зонах надвигов. Залегание обломков и глыб в меланже обычно хаотическое, со следами дробления. В состав меланжа входят туфы и вулканиты (диабазы), гипербазиты (серпентинизированные), красные яшмы (радиоляриты), глыбы и линзы известняков – в общем, набор типичен для палеоокеанской коры и верхней мантии. Очень часто цементом (матрицей) меланжа являются рассланцованные серпентининты, обладающие высокой пластичностью.

МЕЛАНОКРАТОВАЯ ПОРОДА – магматическая порода, состоящая преимущественно из цветных минералов.

МЕЛАНОСТИБИТ – минерал, Mn(Sb_0,5Fe³⁺_0,5)O₃, член ряда ильменит-пирофанит. Тригональный. Встречается в прожилках в доломите.

МЕЛЬНИКОВИТ – см. грейгит.

МЕРГЕЛЬ – осадочная порода глинисто-карбонатного состава (50-70% СаСО₃).

МЕТАЛЛОГЕНИЯ – раздел учения о полезных ископаемых, характеризующего геологические закономерности размещения месторождений в пространстве и времени.

МЕТАЛЛОНОСНЫЕ ОСАДКИ – см. железисто-карбонатные (металлоносные) осадки.

МЕТАМОРФИЗМ – эндогенные процессы, с которыми связаны изменения структуры, химического и минерального состава горных пород при повышенных Р-Т, отличающихся от условий их первоначального образования, результат твердофазных реакций и/или воздействия флюидов на породы без их плавления. В зависимости от условий изменений выделяются виды метаморфизма: региональный (со ступенями – гранулитовой, амфиболитовой и зеленокаменной), контактовый, гидротермальный, динамометаморфизм, автометаморфизм и др.

МЕТАСОМАТОЗ – в общем, это замещение горных пород реакционным и диффузионным путем. Замещение может быть на месте(псевдоморфозы) и с перемещением. По Коржинскому метасоматоз – метаморфизм с изменением химического состава. Продукты метасоматоза: скарны, грейзены, карбонатиты, пропиллиты, окварцевание, окремнение и др. Термин весьма широко употребляемый, но далеко неоднозначно понимаемый.

МЕТАХРОННАЯ ОСТАТОЧНАЯ НАМАГНИЧЕННОСТЬ – хронологически вторичная компонента естественной остаточной намагниченности любого происхождения, время образования которой заметно оторвано от времени первичного формирования горной породы.

МЕТОД БОРИСОВОЙ-ШОЛПО – способ оценки палеонапряженности.

См. палеонапряженность.

МЕТОД «BOOTSTRAP» – проведение большого количества псевдослучайных выборок из экспериментального набора данных, расчет среднего для каждой выборки и анализ вновь полученной совокупности из «псевдослучайных» средних. Анализ последней позволяет более точно оценить вид распределения экспериментальных выборок и статистические параметры выборки. Большие возможности метода проявляются при сравнительном анализе двух и более выборок, т.к. сопоставления можно проводить не только по средним значениям и концентрациям вокруг них, но и по направлениям всех трех составляющих [Tauxe et al.,1991]. Точная оценка вида распределения при ступенчатом «выравнивании» пласта, наряду с оценкой параметров кучности, может быть полезной для определения природы и времени приобретения компонент естественной остаточной намагниченности.

МЕТОД ВАН ЗИЙЛА-ШОУ – способ определения палеонапряженности.

См. палеонапряженность.

МЕТОД Не БАГИНОЙ-ПЕТРОВОЙ – способ оценки палеонапряженности.

См. палеонапряженность.

МЕТОД НГУЕН-ПЕЧЕРСКОГО – способ оценки палеонапряженности по кристаллизационной остаточной намагниченности.

См. палеонапряженность.

МЕТОД НЕПРЕРЫВНЫХ НАГРЕВОВ ВИЛЬСОНА-БУРАКОВА – способ оценки палеонапряженности.

См. палеонапряженность.

МЕТОД (ТЕСТ) ОБРАЩЕНИЯ ИРВИНГА-КРИЕРА – способ выделения и оценки направления древней остаточной намагниченности по прямо и обратно намагниченным одновозрастным породам одного объекта. Первичная остаточная намагниченность таких пород должна отличаться на 180°. Предполагается, что компоненты вторичной остаточной намагниченности в равной мере участвуют в естественной остаточной намагниченности прямой и обратной полярности. Тогда «перевернув» один из векторов на обратное направление, т.е. сменив знак наклонения на обратный, прибавив к склонению 180° и сложив после этого нормализованные векторы, мы уничтожим вторичную компоненту, а направление суммарного вектора есть направление древней остаточной намагниченности, близкое первичному. Метод обращения ценен тем, что не требует никакой гипотезы о направлении вторичной остаточной намагниченности.

МЕТОД (ТЕСТ) ПЕРЕОСАЖДЕНИЯ ХРАМОВА – см. тест переосаждения Храмова.

МЕТОД (ТЕСТ) СМЕЩЕНИЯ ХРАМОВА – способ определения направления древней остаточной намагниченности. Заключается в определении угла (δ), на который надо сместить направление естественной остаточной намагниченности вдоль круга перемагничивания, чтобы получить направление древней остаточной намагниченности. Угол δ определяется по известной мере палеомагнитной стабильности или сравнением направлений естественной остаточной намагниченности прямо и обратно намагниченных пород. В последнем случае принимается, что палеомагнитная стабильность прямо и обратно намагниченных пород одинакова, и направления первичной остаточной намагниченности таких пород должны отличаться на 180°. Тогда, зная угол между направлением современного поля или поля создания послескладчатой вторичной намагниченности и векторами естественной остаточной намагниченности прямо и обратно намагниченных пород, можно найти угол между последними, т.е. искомый угол δ и определить направление древней (первичной) остаточной намагниченности. Как видно из сказанного, метод смещения требует знания направлений поля перемагничивания.

МЕТОД СТУПЕНЧАТЫХ ПЕРЕМАГНИЧИВАНИЙ ШАШКАНОВА-МЕТАЛЛОВОЙ – способ определения палеонапряженности.

См. палеонапряженность.

МЕТОД ТЕЛЬЕ – способ определения палеонапряженности, диагностики термоостаточной намагниченности.

См. палеонапряженность, законы Телье, термическая остаточная намагниченность и др.

МИГМАТИТ – горная порода, образовавшаяся из смеси магмы и твердого материала. Магма или пронизывает вмещающую горную породу, или образуется за счет частичного ее плавления. «Магматическая» часть мигматита от гранитного (чаще) до габбрового состава.

МИЛОНИТ – тонко перетертая порода с отчетливо выраженной сланцеватой текстурой. Образуется в зонах дробления, особенно по плоскостям надвигов и взбросов.

МИНДАЛИНЫ – небольшие пустоты в вулканитах (чаще газовые пузыри), заполненные гидротермальными минералами – цеолитами, хлоритом, опалом, халцедоном, кварцем, кальцитом и др.

*МИРОВЫЕ МАГНИТНЫЕ АНОМАЛИИ (ММА) – часть нормального магнитного поля Земли. Протяженность ММА от нескольких тысяч до десятков тысяч километров, по форме они близки к изометричным. За нормальное поле для выделения ММА принимается поле диполя. На поверхности Земли выделяются шесть ММА, три положительные и три отрицательные. Их центры определяются по экстремальным значениям вертикальной составляющей магнитного поля Земли и по прохождению через нуль горизонтальной составляющей. Положительными аномалиями считаются те, у которых направления вертикальных составляющих совпадают с направлением нормального поля, отрицательными те, у которых они противоположны. Особенности ММА говорят о том, что они представляют собой недипольную часть геомагнитного поля и отражают неоднородности строения границы ядра и мантии. Основанием для такого вывода служат следующие факты: 1) картина мировых аномалий не зависит от строения земной коры, а их интенсивность не соответствует магнитным характеристикам пород литосферы и мантии, 2) интенсивность мировых аномалий с высотой (расстоянием магнитной съемки от поверхности Земли) убывает незначительно, что указывает на глубинное расположение источников этих аномалий, близкое к границе ядра и мантии, 3) обнаружен «западный дрейф» ММА, т.е. смещение изолиний ММА к западу, что отражает взаимодействие нижней мантии с жидким ядром, 4) суммарная амплитуда вековых вариаций направления геомагнитного поля закономерно растет по мере приближения к эпицентрам положительных ММА в интервале времени 0-10 тысяч лет назад, эта зависимость «ослабевает» для более раннего интервала времени 10-100 тысяч лет назад и вовсе исчезает в интервале 0,1-0,7 млн. лет назад. Таким образом, можно утверждать, что существует связь между ММА и амплитудой вариаций поля, т.е. связь или общность источников тех и других. При этом время существования нарушений стационарного состояния движений в ядре, приводящих к появлению ММА и повышению суммарной амплитуды вековых вариаций геомагнитного поля в определенных районах жидкого ядра, не превышает первых десятков тысяч лет.

см. геомагнитное поле, аномальное магнитное поле.

Печерский, 2001.

МНОГОДОМЕННЫЕ ЗЕРНА – см. домены.

МОЛАССЫ – грубообломочные континентальные отложения (единого определения термина нет).

МОНОКЛИНАЛЬНОЕ ЗАЛЕГАНИЕ – пачка слоев с одинаковыми элементами залегания.

МОНОКЛИННАЯ СИНГОНИЯ – кристаллографическая система, у которой по всем трем осям периоды повторяемости кристаллической решетки не равны, оси образую два прямых угла и один тупой угол. Кристаллы призматические, планарные, осевые, анизотропны по многим свойствам.

МОНОКЛИННЫЙ ПИРРОТИН – см. пирротины.

МОНОМИНЕРАЛЬНАЯ ФРАКЦИЯ – выделенная из порошка искусственно или естественно раздробленной горной породы или другого материала часть, состоящая из одного минерала. Отбор мономинеральной фракции часто заменяют обогащением пробы исследуемым веществом (минералом), отмыванием, выделением магнитной фракции, растворением и т.п. См. обогащение.

МОНТМОРИЛЛОНИТЫ – группа глинистых минералов. См. глины, глинистые минералы.

назад

Н

назад

НАКЛОННАЯ СКЛАДКА – складка, осевая поверхность которой невертикальная.

НАМАГНИЧЕННОСТЬ (J) – характеристика магнитного макроскопического состояния тела, магнитный момент единицы объема вещества. J является векторной суммой индуктивной и остаточной намагниченности. Изучение намагниченность входит как обязательный элемент в петромагнитные и палеомагнитные исследования, в частности для интерпретации природы магнитных аномалий. В ряде задач удобно использовать величину удельной намагниченности (магнитный момент единицы массы). Надежно оценить среднюю намагниченность крупных геологических тел по образцам очень трудно, приближенно это можно сделать по магнитной аномалии над геологическим телом. В первом приближении для построения петромагнитной карты, сбора первичной петромагнитной информации можно принять для большинства обнажающихся на поверхности или близповерхностных тел (высота магнитной съемки заметно меньше горизонтальных размеров тела), что намагниченность J=ΔH_z/4π, где ΔH_z – вертикальная составляющая магнитной аномалии. См. магнитный момент.

НАМАГНИЧЕННОСТЬ НАСЫЩЕНИЯ (J_s) – намагниченность магнитного материала в поле магнитного насыщения; фундаментальная характеристика магнитного материала, является параметром, зависящим от состава и распределения ионов в кристаллической решетке магнетика. В случае горной породы, величина J_s, помимо состава, зависит от концентрации входящих в нее магнитных минералов. По величине J_s равна самопроизвольной (спонтанной) намагниченности вещества. См. магнитное упорядочение.

НАМАГНИЧИВАНИЕ – процессы установления намагниченности, протекающие в веществе при действии на него внешнего магнитного поля, как одного, так и в сочетании с другими факторами (температура, давление и т.д.).

НАПРАВЛЕНИЕ ЕСТЕСТВЕННОЙ ОСТАТОЧНОЙ НАМАГНИЧЕННОСТИ образца измеряется, как правило, по трем ортогональным осям, которые могут быть выбраны произвольно. Подсчет величины естественной остаточной намагниченности, ее склонения и наклонения, перевод в современную (географическую) систему координат (по ориентировке образца) и в древнюю (стратиграфическую) систему координат (по элементам залегания пород в месте отбора образца) легко осуществляется на компьютере (много стандартных программ) и графически на палетке и стереографической сетке.

НАПРЯЖЕНИЯ в кристаллической решетке – определяющий фактор магнитной жесткости природных магнитных минералов. Напряженное состояние связано с различными внешними и внутренними явлениями, как давление, закалка, различные неравновесные состояния, возникшие в ходе кристаллизации и т.п. Напряжения концентрируются на участках, прилегающих к местам с различного рода изменениями формы – полости, трещины, выступы, царапины и т.п.

НАПРЯЖЕННОСТЬ ГЕОМАГНИТНОГО ПОЛЯ – векторная величина, характеризующая геомагнитное поле в данной точке, обычно находящейся на поверхности Земли или близ нее. Напряженность современного геомагнитного поля измеряется непосредственно в ходе магнитной съемки, в результате обсерваторских наблюдений исследуется поведение напряженности во времени. Напряженность древнего геомагнитного поля (палеонапряженность) записана в остаточной намагниченности магнитных минералов. Направление палеонапряженности фиксируется в направлении остаточной намагниченности.

См. палеонапряженность.

НАПРЯЖЕННОСТЬ МАГНИТНОГО ПОЛЯ (Н) – векторная величина, характеризующая магнитное поле в точке измерения и определяемая через механическую силу, с которой это поле действует на раму с электрическим током. Связана Н с магнитной индукцией и намагниченностью соотношением Н=В-4πJ. В пространстве, где отсутствуют магнитные тела (J=0), напряженность магнитного поля и магнитная индукция равны.

НАСЫЩЕННЫЙ ПАР – пар, находящийся в термодинамическом равновесии с жидкостью или твердым телом того же вещества. Имеет максимальную плотность. Состояние насыщенного пара неустойчивое.

НАСЫЩЕННЫЙ РАСТВОР – раствор, который при данных Р-Т условиях находится в равновесии с избытком растворяющего вещества. Это равновесие динамическое. Твердые растворы так же могут быть насыщенными. Концентрация вещества в его насыщенном растворе называется растворимостью. Для данных условий растворимость вещества постоянна.

НАЧАЛЬНАЯ МАГНИТНАЯ ВОСПРИИМЧИВОСТЬ – предельное значение восприимчивости магнитных веществ при стремлении напряженности намагничивающего поля к нулю. Практически, это восприимчивость, замеряемая в малых магнитных полях, например, порядка земного. Наиболее распространенная магнитная характеристика в практике геофизических работ, благодаря простоте измерений, быстроте и массовости получаемой информации. См. петромагнитология, магниторазведка, магнитная восприимчивость.

НЕДИПОЛЬНОЕ ГЕОМАГНИТНОЕ ПОЛЕ – геомагнитное поле, морфология которого отличается от поля диполя, это часть геомагнитного поля за вычетом дипольного геомагнитного поля.

См. геомагнитное поле, главное магнитное поле, дипольное геомагнитное поле, мировые магнитные аномалии, аномальное магнитное поле.

НЕКК – столбообразное тело, заполняющее жерло вулкана, состоит из эруптивного материала (лавы, брекчии).

НЕОБРАТИМЫЕ ПРОЦЕССЫ – процессы, которые могут самопроизвольно протекать только в одном направлении. Например, диффузия, теплопроводность. Необратимые процессы намагничивания (магнитный гистерезис) характерны для неоднородных материалов, где граница домена задерживается на неоднородностях, и для однодоменных зерен.

НЕРАВНОВЕСНЫЕ СОСТОЯНИЯ (В ТЕРМОДИНАМИКЕ) – состояние системы, выведенной из термодинамического равновесия. В неравновесном состоянии в системе происходят необратимые процессы, которые со временем переводят систему в новое состояние термодинамического равновесия.

НЕСОГЛАСНОЕ ЗАЛЕГАНИЕ. Если разновозрастные отложения отделяются поверхностью размыва или перерывом в осадконакоплении, и во время этого перерыва происходили тектонические движения, то элементы залегания слоев выше и ниже поверхности перерыва не совпадают. Несогласие указывает на относительный возраст тектонического движения, образовавшего это несогласие. Несогласные залегания могут возникать и без участия тектонических движений: при размывании осадков придонными течениями, в результате подводных оползней и других причин. Могут быть и стратиграфические скрытые несогласия (перерывы), не видные по элементам залегания. Выделение и изучение несогласных залеганий важно в петромагнитных и палеомагнитных исследованиях. См. тектонические контакты.

НЕФЕЛИН – минерал, силикат, Na₃(KalSiO₄)₄, компонент недосыщенных SiO₂ (щелочных) горных пород, магматических и метаморфических.

НИКЕЛЬ – переходный химический элемент группы железа. Металл, гранецентрированная кубическая решетка, a=0,352нм, удельный вес 8,9 г/см³. Ферромагнетик, точка Кюри 358°С, удельная намагниченность насыщения J_s=56,7Ам²/кг. Чистый никель используется как эталон для градуировки магнитометров. Важный компонент в составе железных метеоритов: входит в сплав с железом тэнит (FeNi) и в когенит (FeNi)C₃.

НОНТРОНИТ – наиболее железистый (Fe³⁺) минерал группы монтмориллонита. Состав переменный.

НОРИТ – разновидность габбро, в которой из цветных минералов преобладает ромбический пироксен (в обычных габбро преобладает моноклинный пироксен).

НОРМАЛЬНАЯ (ИЗОТЕРМИЧЕСКАЯ) ОСТАТОЧНАЯ НАМАГНИЧЕН-НОСТЬ (J_r) – намагниченность, остающаяся после мгновенного воздействия постоянного магнитного поля при постоянной температуре. Если постоянное поле равно или больше поля насыщения H_s, такая остаточная намагниченность называется остаточной намагниченностью насыщения (J_rs). В природе интенсивная J_r, близкая J_rs, образуется при ударе молнии. Ее признаки: 1) значительная величина в сочетании с относительно низкой стабильностью по сравнению с такими видами остаточной намагниченности, как идеальная или термическая; 2) специфическое распределение векторов J_r в пространстве. J_r, созданная в малом постоянном магнитном поле, при прочих равных условиях является минимальной по величине и стабильности среди всех других видов остаточной намагниченности, в создании которых, помимо поля, участвуют другие внешние факторы (время, температура и т.д.).

НОРМАЛЬНОЕ МАГНИТНОЕ ПОЛЕ ЗЕМЛИ – см. геомагнитное поле, аномальное магнитное поле.

НОРМАЛЬНОЕ НАМАГНИЧИВАНИЕ – мгновенное намагничивание при постоянной температуре (изотермическое). Процесс нормального намагничивания изображается графически кривой намагничивания от нуля до значения, выше которого с ростом постоянного поля намагниченность не меняется (намагниченность насыщения). Механизм нормального намагничивания состоит из следующих стадий: 1) смещение границ доменов, в результате чего возрастает доля доменов, самопроизвольная намагниченность которых направлена по оси легкого намагничивания, наиболее близкой к направлению внешнего поля. Для трехосных магнетиков различают сдвиг границ между доменами, самопроизвольные намагниченности которых различаются на 180° и на ~90°, сдвиг энергетически более легкий и происходит в меньших полях; 2) вращение вектора самопроизвольной намагниченности доменов от оси легкого намагничивания до направления намагничивающего поля; 3) парапроцесс – увеличение самопроизвольной намагниченности под действием магнитного поля за счет ориентации магнитных моментов атомов, дезориентированных тепловым движением. Величина намагниченности при данном поле определяется достижением минимума свободной энергии, которая состоит из энергии обменного взаимодействия, магнитной энергии, магнитостатической энергии, энергии кристаллографической анизотропии и магнитоупругой энергии. При перемагничивании, т.е. при изменении направления внешнего поля и, соответственно, намагниченности магнитного материала на противоположное, возникает гистерезис. Его причины: 1) задержка образования в образце зародышей перемагничивания; 2) необратимое вращение магнитных моментов доменов (если не образуются зародыши перемагничивания); моменты доменов, преодолевая при наложении поля энергетические барьеры, созданные анизотропией, внутренними напряжениями и т.д., занимают необратимо новое устойчивое положение; 3) необратимое движение доменной границы при наличии в магнетике структурных неоднородностей, примесей, дефектов и т.п., обуславливающих наличие энергетических барьеров. Потери на гистерезис за счет необратимых вращений велики в мелкозернистых или гетерофазных материалах.

НУЛЕВОЕ СОСТОЯНИЕ (Н_С) – размагниченное состояние магнитного материала, созданное действием переменного магнитного поля с убывающей амплитудой от поля магнитного насыщения до нуля в отсутствие внешнего постоянного магнитного поля.

назад

О

назад

ОБЛАСТЬ РЭЛЕЯ – область, где величина нормальной остаточной намагниченности прямо пропорциональна квадрату напряженности приложенного магнитного поля. См. закон намагничивания Рэлея.

ОБЛОМОЧНАЯ (КЛАСТИЧЕСКАЯ) ПОРОДА – осадочная порода, образованная из обломков минералов и пород.

ОБМЕННОЕ ВЗАИМОДЕЙСТВИЕ – специфическое взаимное влияние тождественных частиц, эффективно проявляющееся как результат некоторого особого взаимодействия, чисто квантово-механический эффект. Обменное взаимодействие объясняет явление магнитного упорядочения и другие явления в системах одинаковых частиц. См. магнитное упорядочение.

ОБОГАЩЕНИЕ – в геологии естественное или искусственное повышение концентрации в породе и других материалах некоторого компонента. Примеры естественного обогащения – россыпи, железные шляпы. При искусственном обогащении материал необходимо раздробить, размочить, чтобы можно было извлечь нужные минералы, пусть даже в сростках. В зависимости от свойств исследуемого материала обогащение может быть магнитным (если обогащаются магнитные минералы), гранулометрическим (если нужно выделить фракции по размеру), весовым (если нужно выделить фракции равной плотности и т.д. Во всех случаях искусственное обогащение ведет к нарушению естественного состояния вещества, агрегатного и т.п., что нарушает его свойства.

ОБРАТИМАЯ ВОСПРИИМЧИВОСТЬ – часть магнитной восприимчивости, которая создается в данном материале обратимыми процессами намагничивания, т.е. не зависит от того, измеряется ли она в процессе повышения или понижения магнитного поля.

ОБРАТНАЯ ГЕОМАГНИТНАЯ ПОЛЯРНОСТЬ – см. геомагнитная полярность.

ОБРАТНАЯ МАГНИТНАЯ ПОЛЯРНОСТЬ – см. магнитная полярность, обратная остаточная намагниченность.

ОБРАТНАЯ ОСТАТОЧНАЯ НАМАГНИЧЕННОСТЬ – остаточная намагниченность, полярность (знак) которой противоположна направлению внешнего магнитного поля. Две основные причины обратной естественной остаточной намагниченности: 1) в результате геомагнитной инверсии полярность геомагнитного поля времени приобретения естественной остаточной намагниченности противоположна полярности современного геомагнитного поля, наиболее распространенный в природе случай; 2) самопроизвольное намагничивание пород против направления намагничивающего поля – очень редкое в природе явление, происходящее в специфических условиях. См. обратная магнитная полярность, самообращение остаточной намагниченности.

ОБСИДИАН – вулканическое стекло, обычно кислого состава.

*ОБЪЕКТ ПАЛЕОМАГНИТНЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ – геологическое тело или серия геологических тел, оптимально удовлетворяющих условиям решения поставленной задачи. Оптимальные сведения об объекте: происхождение, степень сохранности, в частности, оценка вклада вторичных изменений, выветривания, гранулометрия, интервал возраста, обязательно наличие элементов залегания, доступность и удобство отбора ориентированных образцов, величина J_n, ее магнитная и палеомагнитная стабильность, полнота палеомагнитной записи (непрерывность, охватываемый интервал времени) и др. Выбор следует делать совместно со специалистами-геологами, знающими район работ. Выбор объекта по-настоящему эффективен при проведении хотя бы минимума палеомагнитных измерений непосредственно в экспедиции, измерений магнитной восприимчивости объектов. Важна однородность объекта, т.е. закономерное распределение концентраций магнитных минералов, что фиксируется по закономерному распределению восприимчивости – это признак первичного распределения. Незакономерное распределение – скорее всего результат вторичных изменений. Учитывая ограниченные возможности измерительной палеомагнитной аппаратуры, лучше выбрать объект с относительно более высокой намагниченностью, т.е. где более вероятно присутствие магнетита (так, если κ>10^-4 ед. СИ, в объекте обязательно присутствуют магнетит, пирротин). В изверженных породах следует отдавать предпочтение зонам эндоконтактовой закалки и обжига в экзоконтакте. В изверженных и метаморфических породах часто присутствуют вторичные магнитные минералы (особенно магнетит), обладающие термоостаточной намагниченностью (высокотемпературный распад первичного титаномагнетита, тонкие выделения магнетита в пироксене и плагиоклазе, опацитизация и другие признаки высокотемпературных изменений). Важно выделить случаи новообразований и преобразований магнитных минералов ниже их точки Кюри, с которыми могут быть связаны заметные изменения величины и направления J_n, часто время таких изменений неизвестно. Среди осадочных пород предпочтение отдается мелкозернистым терригенным образованиям, известнякам.

В зависимости от задачи система отбора ориентированных образцов из объекта несколько различается: 1) для получения надежного среднего направления J_n или ее стабильной компоненты из объекта необходимо отобрать примерно 20 образцов (штуфов), охватывающих 0,1-1,0 млн. лет; такой отбор нужен для построения траектории перемещения палеомагнитного полюса, решения задач региональной магнитотектоники, при палеомагнитном картировании, для оценки средней величины палеонапряженности; 2) подробный отбор образцов по разрезу геологического тела (осадочная, вулканогенно-осадочная толща, крупное интрузивное тело и т.п.), не менее двух-трех образцов на 0,1 млн. лет – применяется для построения детальной траектории палеомагнитного полюса, при решении задач магнитостратиграфии, корреляции, составления опорных разрезов для палеомагнитного картирования и т.п.; 3) сплошной детальный отбор образцов из геологического тела – при изучении тонкой структуры геомагнитного поля. Наилучший объект для изучения тонкой структуры геомагнитного поля – это магматические тела, запись геомагнитного поля в процессе их остывания именно непрерывная. Это единственные объекты с непрерывной записью поведения геомагнитного поля, все остальные – имеют прерывистую запись. В задачах первого и второго типа при отборе образцов из слоистой толщи лучше отбирать образцы из возможно большего числа пластов (уровней) по одному образцу. Образец должен быть таким, чтобы из него можно было сделать несколько кубиков или цилиндриков стандартного размера. Количество их определяется задачей. Как правило, при магнитотектонических исследованиях достаточно 2-3 дубля.

Техника отбора ориентированных образцов магнитным и солнечным компасами подробно описана в ряде работ. Отметим два момента при работе с магнитным компасом. 1) Важно избежать искажений, связанных с влиянием сильномагнитных пород. Для этого не следует отбирать образцы из пород с κ>0,05ед. СИ, а возможное искажение проверяется простым способом: азимут падения измеряется дважды, непосредственно при соприкосновении компаса с породой и на некотором расстоянии от ориентируемой плоскости. Если разница между этими двумя отсчетами заметно больше 1-2, то лучше найти другое место для отбора образца. 2) Необходимо учитывать магнитное склонение в районе работ, которое считывается с карт или определяется на месте по разнице между направлениями на магнитный и географический полюсы, направление на последний определяется по Солнцу или Полярной Звезде.

Подчеркнем важность знания элементов залегания пород, точнее, палеогоризонтального их положения как для оценки палеомагнитной надежности (тест складки), так и определения древнего палеомагнитного направления. Элементы залегания первично-слоистых осадочных пород определяются легко и, как правило, плоскость их слоистости соответствует палеогоризонтали. Для магматических пород это неочевидно. Принимается, с долей условности, первично горизонтальное положение серии базальтовых потоков, мест раздвоения потока-трубы подводного излияния, первичной расслоенности в ультрабазитах и габбро офиолитов, в крупных расслоенных габбро-пироксенитовых интрузивах, первичное вертикальное положение плоскости контактов параллельных даек; в камерах газово-жидких включений макроскопических размеров сталактиты лавы первично вертикальные, а "слоистость" ониксов первично горизонтальна и т.п.

Как отмечено выше, магнитные минералы и тем более их магнитные состояния неустойчивы (нестабильны) к различным внешним воздействиям, в результате J_n, как правило, состоит из нескольких компонент – первичной и вторичных разной стабильности.

ОБЪЕМНО-ЦЕНТРИРОВАННАЯ РЕШЕТКА – кристаллическая решетка, узлы которой расположены в вершинах и центрах параллелепипедов, в случае кубической решетки – в вершинах и центрах куба.

ОГЛЕЕНИЕ – процесс восстановления главным образом железа (переход Fe³⁺→Fe²⁺) в окисных соединениях почв. Оглеенные горизонты приобретают обычно сизовато-зеленую, голубую окраску. По одним представлениям оглеение – химический процесс в породах, пересыщенных водой, по другим – биохимический процесс, вызываемый анаэробными бактериями.

*ОДНОВРЕМЕННОСТЬ ГЕОЛОГИЧЕСКИХ СОБЫТИЙ. Наиболее точное в настоящее время глобальное определение одновременности геологических событий – по совпадению «палеомагнитного сигнала». На этом основана глобальная магнитостратиграфическая возрастная корреляция геологических образований. «Палеомагнитным сигналом» может быть геомагнитная инверсия, экскурс, особенность в поведении палеовариации величины и/или направления геомагнитного поля. Чем кратковременнее палеомагнитное событие, тем точнее оценка одновременности геологических событий.

ОДНОДОМЕННЫЕ ЗЕРНА (ЧАСТИЦЫ) – малые частицы магнитного вещества, являющиеся одиночными доменами. В очень мелких кристаллах образование доменов энергетически невыгодно, т.к. энергия обменного взаимодействия оказывается сильнее, чем магнитная энергия. Однодоменные зерна отличаются от многодоменных рядом специфических магнитных свойств, в частности, наиболее высокой магнитной жесткостью, относительно высокой остаточной намагниченностью и относительно низкой магнитной восприимчивостью. Из-за магнитостатического взаимодействия между однодоменными зернами различия в магнитных свойствах между ансамблями одно- и многодоменных зерен сглаживаются. Однодоменные зерна, благодаря высокой магнитной стабильности, наиболее надежно сохраняют палеомагнитную информацию.

ОДНОНАПРАВЛЕННАЯ (ОБМЕННАЯ) АНИЗОТРОПИЯ – явление, наблюдаемое в некоторых магнитных материалах, заключающееся в существовании в кристаллах выделенного направления легкого намагничивания. Однонаправленная анизотропия макроскопически проявляется в смещении петли гистерезиса по оси полей, в аномальной угловой зависимости вращательного магнитного момента.

*ОДНОФАЗНОЕ ОКИСЛЕНИЕ ТВЕРДЫХ РАСТВОРОВ (ТИТАНОМАГНЕТИТОВ) – изменение соотношения разновалентных катионов одного атома (обычно железа) в сторону более высокой их валентности при сохранении кристаллической структуры исходного минерала в результате привноса окислителя (кислорода). Такой процесс идет вдоль линии окисления (для титаномагнетита и гемоильменита – это линия на треугольной диаграмме FeO-Fe₂O₃-TiO₂, вдоль которой отношение Fe/Ti постоянно. В результате однофазного окисления титаномагнетита образуется катион-дефицитный титаномагнетит – титаномаггемит. Обычно его образование идет при Т<300C в присутствии воды. Титаномаггемит распадается на магнетит и ильменит (которые, в свою очередь, окисляются до конечных продуктов – гематита и анатаза) при нагреве выше 300С. Однако есть примеры, с одной стороны, существования титаномаггемита и при Т>600С, с другой – распада при Т<200С [Johnsоn, Merrill, 1973]. Титаномаггемиты нередко наследуют палеомагнитную информацию о направлении первичной термоостаточной намагниченности. Наиболее вероятный механизм однофазного окисления: на поверхности частиц титаномагнетита адсорбируется кислород, который окисляет катионы Fe²⁺ до Fe³⁺. При этом образуются противоположно направленные потоки концентрации вакансий и катионов железа. Выравнивание концентраций идет диффузионным путем. У природных материалов с ростом однофазного окисления титаномагнетита растет Т_с, магнитная жесткость и уменьшается намагниченность; после нагрева образца, содержащего титаномаггемит, из-за гетерофазного его изменения растет намагниченность и Т_с, последняя приближается к Т_с магнетита. Отмеченные свойства позволяют обнаружить в коллекции однотипных образцов признаки присутствия титаномаггемита, если степень его окисления 0,8>Z>0,4; при Z>0,8 доля двухвалентного железа столь низка, что при распаде титаномаггемита заметный прирост J_s не происходит. В сочетании с данными о составе первичного титаномагнетита (данные микрозонда и/или результаты регомогенизации при высокотемпературной обработке в вакууме или инертном газе) возможно выявление титаномаггемита с Z<0,4. На примере океанских базальтов, поднятых в рейсах 63 и 64 DSDP показано, что наилучшей количественной характеристикой общего изменения породы является степень однофазного окисления титаномагнетита Z, в частности, рост точки Кюри по сравнению с ожидаемым [Verma, Banerjee, 1982].

См. титаномаггемит, гетерофазное окисление.

ОКАМЕНЕНИЕ (ЛИТИФИКАЦИЯ) – процесс превращения рыхлых осадков в твердые горные породы. В осадках, состоящих из солей, карбонатов, кремнезема и т.п., окаменение может начаться сразу после осаждения. В обломочных, глинистых осадках окаменение обычно начинается позднее – в конечной стадии диагенеза и при катагенезе под влиянием уплотнения, повышающегося давления и температуры.

ОКАМЕНЕЛОСТИ – органические остатки, сохранившиеся в горных породах в окаменелом или каком-либо другом состоянии, в виде отпечатков частей организмов (раковины, кости, листья, семена и т.п.), а также всякие следы жизнедеятельности (следы ног, ползания, сверления и т.п.).

*ОКЕАНСКАЯ ЗЕМНАЯ КОРА (ОЗК) – земная кора под океанами. По строению, химическим и физическим свойствам существенно отличается от континентальной земной коры. Возраст ОЗК не более 170 млн. лет, мощность примерно 5км, делится на три слоя: слой 1 – осадки, слой 2 – базальтовый, мощность ~2км, делится на две части: верхняя часть – слой 2А, базальтовые лавы (подушечные лавы, потоки), силлы; нижняя часть – слой 2В, дайки, корни базальтовых лав, самостоятельные тела, образующие комплекс параллельных даек «дайка в дайке»; слой 3, состоящий из двух частей: верхняя – слой 3А, габбро, нижняя – слой 3В, расслоенный габбро-пироксенитовый комплекс. Под ОЗК залегают породы верхней мантии – перидотиты. Указанные слои ОЗК – продукты внедрения и кристаллизационной дифференциации базальтовой магмы. Сочетание спрединга и внедрения базальтовой магмы (в рифтовых зонах) формирует ОЗК. В результате дифференциации кумулятивная часть магмы (расслоенный комплекс), обедненная железом и титаном, образует главный объем слоя 3, слой 3В; остаточный базальтовый расплав, относительно обогащенный железом и титаном, образует слой 2 и верхи слоя 3 (слой 3В). Основной объем слоя 3 не содержит первичных магнитных минералов. Последние в заметных количествах кристаллизуются в базальтовых лавах и дайках слоя 2 и габбро слоя 3А. Следовательно, магнетизм ОЗК определяется первично-магнитными породами слоев 2 и 3А, при этом главным источником линейных магнитных аномалий является слой 2А с очень высокой стабильностью первичной естественной остаточной намагниченности и очень высоким отношением Кенигсбергера, определяющим основной вклад в аномальное поле естественной остаточной намагниченности. Ниже “добавляется” вторично-магнитный слой серпентинизированных перидотитов верхов мантии, показано, что распределение в них магнитной полярности скорее хаотично [Нгуен, Печерский, 1989]. Степень дифференциации базальтовой магмы и, соответственно, обогащение базальтов железом и титаном, титаномагнетитом, коррелируют, с одной стороны, со скоростью спрединга, с другой – с частотой инверсий. Так, обнаружен глобальный эффект: ~30 миллионов лет назад резко увеличилась частота геомагнитных инверсий, замедлился спрединг во всех океанах, упала степень дифференциации базальтов срединных хребтов, уменьшилась в них концентрация титаномагнетита и, соответственно, упала интенсивность линейных магнитных аномалий.

В результате вторичных изменений пород ОЗК при участии воды в габбро и перидотитах нередко образуется вторичный магнетит, тогда как в базальтах слоя 2 идет преимущественно однофазное (слой 2А) и гетерофазное (слой 2В) изменение с образованием титаномаггемита и часть железа выносится из пород. В результате намагниченность слоя 2А со временем заметно падает, тогда как намагниченность слоя 3В и верхов мантии может расти, что ведет к затушевыванию картины линейных магнитных аномалий. Информация о базальтах слоя 2, особенно 2А, сравнительно широка, благодаря данным драгирования и, главное – данным бурения по проектам DSDP и ODP, данные же о магнетизме слоя 3 и верхней мантии базируются на весьма ограниченных данных бурения и драгирования, изучения глубинных ксенолитов и, в большой степени, дополняются данными изучения офиолитов, слагающих пластины надвинутой палеоокеанской земной коры. См. гипотеза Вайна и Мэтьюза, аномальное магнитное поле, шкала геомагнитной полярности, офиолиты, спрединг и др.

ОКИСЛИТЕЛЬНО-ВОССТАНОВИТЕЛЬНЫЙ ПОТЕНЦИАЛ (Eh) – мера окислительной (восстановительной) способности среды, потенциал, устанавливающийся при погружении инертного электрона в раствор, содержащий как окисленные, так и восстановленные компоненты реакции. Еh зависит от рН (водородный показатель). См. летучесть кислорода.

ОКИСЛИТЕЛЬНЫЙ РАСПАД ТВЕРДОГО РАСТВОРА – см. гетерофазное изменение твердого раствора.

ОЛИВИНЫ – минералы, силикаты, (Mg,Fe)₂SiO₄, серия твердых растворов форстерит-фаялит. Широко распространены в основных и ультраосновных породах. Неустойчивы, при гидротермальных процессах, выветривании превращаются в серпентин, хлорит и др.

ОЛИГОНИТ – минерал, (Fe,Mn)CO₃; твердый раствор сидерита и родохрозита.

ОЛИСТОЛИТЫ – обломки и глыбы в олистостромах.

ОЛИСТОСТРОМЫ – хаотические скопления переотложенных неотсортированных обломков горных пород (олистолитов), сцементированных тонкозернистой массой (глинистой, песчано-алевритовой). Олистостромы – результат оползней или переотложения подводными грязевыми потоками более древнего осадочного материала. Образование олистостром связано с активными тектоническими движениями, вызывающими обрыв крупных блоков пород и их соскальзывание по склону и дну бассейна. Объект благоприятен для применения теста галек Грэхема.

ОМФАЦИТ – минерал высоких давлений из группы пироксенов. Преимущественно в эклогитах.

ООЛИТЫ – шаровидные и эллипсовидные образования с концентрически-слоистым строением, из карбонатов (главным образом кальцит), глин, окислов железа и марганца, лептохлоритов и др. Образуются в процессе осадконакопления, при диагенезе и других стадиях преобразования осадков при циркуляции растворов в пустотах. См. конкреции.

ОПАЦИТОВАЯ КАЕМКА – темная каемка вокруг некоторых фенокристаллов, например, биотита и роговой обманки, в вулканитах. Состоит кайма из агрегатов зерен магнетита, авгита и др. Опацитизация связана с окислением во время излияния и остывания лав, т.е. является надежным признаком высокотемпературных изменений на стадии остывания лав. Следовательно, магнетит из опацитовых каемок – надежный носитель стабильной первичной термической остаточной намагниченности.

ОПОРОКИНУТАЯ (ЗАПРОКИНУТАЯ) СКЛАДКА – складка, осевая поверхность которой наклонена настолько, что оба ее крыла падают в одну сторону.

*ОРИЕНТАЦИОННАЯ ОСТАТОЧНАЯ НАМАГНИЧЕННОСТЬ (J_ro) – остаточная намагниченность, образованная при осаждении в постоянном магнитном поле взвешенных в жидкости или газе свободно ориентирующихся магнитных частиц, благодаря процессу статистического выравнивания магнитных моментов этих частиц по направлению внешнего поля. Свойства J_ro: 1) величина ее в малых магнитных полях пропорциональна величине напряженности внешнего магнитного поля. На этом построен способ определения палеонапряженности по сравнению величины J_n c величиной J_ro после переосаждения того же осадка в постоянном поле известной напряженности (метод переосаждения); 2) направление J_ro совпадает с направлением внешнего магнитного поля; при уплотнении осадка в случае большого количества удлиненных частиц среди магнитных зерен наклонение J_rо заметно занижается (до 30).

Известны два типа J_ro: седиментационная, образующаяся в процессе свободного падения магнитных частиц в воде или газе, и постседиментационная, образующаяся на стадии существования полужидкого осадка, когда магнитные частицы имеют возможность шевелиться между более крупными зернами силикатов и других минералов осадка. Этот вид J_ro более характерен для песчано-алевритовых осадков, содержащих незначительное количество вяжущего глинистого материала.

Диагностические признаки J_ro: а) тест длинных частиц – мода ориентации удлиненных магнитных зерен в плоскости слоя совпадает с магнитным склонением времени образования осадка; б) сходство J_n c J_ro после переосаждения того же осадка по величине и коэрцитивным спектрам; в) при сходстве коэрцитивных спектров J_ro и J_ri величина первой заметно меньше второй (J_ri/J_ro2-3); г) кривые J_ro(Т) и J_rs(Т) в случае пород, содержащих более одного магнитного минерала, будут совпадать по форме, только если все магнитные минералы имеют один и тот же вид остаточной намагниченности; д) независимость величины J_n пород от меняющегося соотношения в них разных магнитных минералов свидетельствует в пользу ориентационной ее природы; е) зависимость J_ro и J_rk, J_rc от остаточной коэрцитивной силы разная: J_rc и J_rk монотонно возрастают с возрастанием H_cr, тогда как в случае J_ro существует область максимума (например, для магнетитсодержащих пород при H_cr=30-60mТ).

При изучении тонкой структуры геомагнитного поля установление факта, естественная остаточная намагниченность (или ее компонента) является ориентационной, недостаточно для получения верной информации о направлении древнего геомагнитного поля. Если эта намагниченность седиментационная, то необходим учет возможной ошибки наклонения (занижение его) из-за уплотнения и склонения из-за течения. Если эта намагниченность постседиментационная, указанные ошибки отсутствуют, но время ее образования более неопределенно.

*ОРИЕНТИРОВАННЫЙ ОБРАЗЕЦ – образец горной породы, положение которого определено в пространстве. Порядок отбора ориентированного образца для палеомагнитного изучения: место отбора образца освобождается от выветренной части; зачищенная площадка маркируется – фиксируется горизонтальная линия простирания плоскости маркировки, проводится перпендикулярная ей линия падения плоскости маркировки; эта линия отмечается стрелкой. Азимут падения плоскости маркировки (по стрелке падения) замеряется горным компасом, солнечным компасом или любым иным способом, и угол падения замеряется эклиметром или подобным прибором. В случае измерений азимута падения горным (магнитным) компасом необходимо определить современное магнитное склонение в месте (районе) отбора образца, проверить, нет ли искажений в измерении азимута из-за близко находящихся магнитных масс. После ориентировки и маркировки выбуривается керн или отбивается штуф. Плоскость маркировки может быть любой, удобной для отбора образца. Необходимо замерить элементы залегания пород в месте отбора образца.

ОРОГЕНЕЗ – горообразование. По плитотектоническим представлениям орогенез связан главным образом со столкновением литосферных плит и вызванными при этом деформациями, складчатостью в зоне сжатия, в первую очередь в зонах активных окраин континентов и, видимо, внутри плит. См. тектоника плит.

ОРОГЕННЫЙ ПОЯС – см. складчатый пояс, складчатая область.

ОСНОВНАЯ ПОРОДА – магматическая порода, обычно содержащая 40-55% SiO2, характерно высокое содержание Mg, Ca, Fe (базальты, габбро и др.).

ОСТАТОЧНАЯ КОЭРЦИТИВНАЯ СИЛА (Н_сr) – напряженность постоянного магнитного поля, направленного противоположно остаточной намагниченности насыщения образца и компенсирующего величину последней, так что после воздействия поля Н_сr остаточная намагниченность образца J_rs=0. Остаточная коэрцитивная сила, как и коэрцитивная сила, является важной структурно-чувствительной характеристикой магнитных веществ, она варьируют от <1 до >100mТ, весьма чувствительна к изменениям внутренней структуры вещества, наличию дефектов, напряжений, зависят от размера зерна, особенно в области перехода от однодоменных зерен к многодоменным.

См. магнитный гистерезис, магнитная жесткость.

ОСТАТОЧНАЯ НАМАГНИЧЕННОСТЬ – намагниченность, остающаяся после выключения внешнего постоянного магнитного поля. Соответственно, наличие у образца остаточной намагниченности любого вида однозначно свидетельствует о присутствии в нем магнитных минералов. Явление связано с магнитным гистерезисом. Величина и свойства остаточной намагниченности зависят от типа упорядочения и структурных особенностей материала, условий ее создания. Последние определяют вид остаточной намагниченности. Основные виды: нормальная (изотермическая) – остается после мгновенного воздействия постоянного магнитного поля, с ростом поля она достигает максимума в поле магнитного насыщения и далее с ростом поля не меняется (остаточная намагниченность насыщения); идеальная (безгистерезисная) – образуется в результате намагничивания материала в постоянном магнитном поле при одновременном воздействии переменного магнитного поля; кристаллизационная и химическая – образуются при кристаллизации магнитных минералов из парамагнитных или при изменениях магнитных минералов; ориентационная – образуется при осаждении магнитных частиц в жидкости или газе; вязкая – образуется при изотермическом воздействии постоянного магнитного поля во времени; термическая (термоостаточная) – создается при остывании магнитного материала в постоянном магнитном поле, и другие. Остаточная намагниченность – источник палеомагнитной информации, один из важных источников петромагнитной информации, как структурно-чувствительная характеристика, характеристика магнитного состояния, зависящая от условий образования и преобразования магнитных минералов. См. магнитное упорядочение, магнитный гистерезис.

ОСТАТОЧНАЯ НАМАГНИЧЕННОСТЬ НАСЫЩЕНИЯ (J_rs, SIRM) – максимально возможная величина остаточной намагниченности, созданная в поле магнитного насыщения. См. нормальное намагничивание, остаточная намагниченность.

ОСЬ ЛЕГКОГО НАМАГНИЧИВАНИЯ – направление в магнетике, вдоль которого энергия намагничивания до насыщения минимальна. Если внешнее магнитное поле мало или отсутствует, то намагниченность в каждом домене образца направлена вдоль оси легкого намагничивания. См. кристаллографическая магнитная анизотропия.

ОТДЕЛЬНОСТЬ – характерная форма блоков (глыб, кусков) горной породы, образующаяся при естественном или искусственном раскалывании – глыбовая, карандашная, листоватая, матрацевидная, пластовая, плитообразная, плитчатая, подушечная, столбчатая, шаровая и др.; определяется свойствами породы. В минералогии – способность кристалла раскалываться по определенным плоскостям, как в случае спайности.

ОТКРЫТАЯ СИСТЕМА – термодинамическая система, характеризующаяся обменом вещества и энергии с окружающей средой. К открытым относятся все химические системы с непрерывными процессами.

ОТЛОЖЕНИЯ – термин употребляется по отношению к осадкам и осадочным породам всех типов и условий образования.

*ОТНОШЕНИЕ КЕНИГСБЕРГЕРА (Q_n) – отношение естественной остаточной намагниченности образца природного материала к его индуктивной намагниченности, созданной в геомагнитном поле: Q_n=J_n/J_i. Отношение Кенигсбергера широко используется для оценки вклада J_n и J_i в магнитные аномалии, для примерной оценки магнитной стабильности (так как слабо зависит от концентрации магнитных минералов в образце). Кроме Q_n, в петромагнитном анализе используются Q_rs=J_rs/κ, Q_t=J_rt/J_i, Q_nt=J_nt/J_i и др. Во всех случаях числитель и знаменатель отношения являются функцией концентрации, так что отношение Кенигсбергера мало зависит от общей концентрации магнитных минералов в образце, но зависит от соотношений концентраций разных по магнитной жесткости минералов в образце. В зависимости от размера зерен, их магнитного состояния, вида J_n величина отношения Кенигсбергера колеблется от <1 до >100. С ростом температуры, особенно близ точки Кюри материала, отношение Кенигсбергера падает (эффект Гопкинсона). Следовательно, в разрезе литосферы с глубиной, где температура более 300-400°С, в намагниченности пород, а значит и в величине магнитной аномалии должен преобладать вклад индуктивной намагниченности. Поскольку со временем происходит магнитное старение материала, сопровождающееся уменьшением J_n, то для природных материалов (горных пород, руд), содержащих однотипные магнитные минералы, Q_n можно использовать для приблизительной оценки относительного возраста пород. Для этого строится местная эталонная кривая зависимости Q_n от времени (зависимость статистическая). Для оценки возраста четвертичных галечников используется величина Q_v – отношение J_n к магнитной восприимчивости галек (тест галек Гусева).

ОФИОЛИТЫ – комплекс магматических пород основного и ультраосновного состава, включающий (сверху вниз) подушечные лавы и потоки диабазов, параллельные дайки диабазов, расслоенный комплекс габбро-пироксенитов, перидотиты. По многим признакам, в частности, петромагнитным, офиолиты являются аналогами комплекса пород, образующих земную кору и верхи мантии под современными океанами. См. океанская земная кора, палеоокеанская земная кора.

назад

П

назад

ПАДЕНИЕ – наибольший наклон пласта, слоя и т.п. тела – это линия падения, перпендикулярная горизонтальной линии (простирания). Характеризуется азимутом и углом падения.

ПАЛАГОНИТ – хлоритоподобное вещество переменного состава, богатое водой. Образуется в гидротермальную позднемагматическую стадию и низкотемпературную стадию вплоть до выветривания. Развивается в основных вулканитах и малых интрузивных телах (диабазах, базальтах). В процессе палагонитизации, как правило, происходит разрушение магнитных минералов и вынос железа за пределы горной породы.

*ПАЛЕОВЕКОВЫЕ ВАРИАЦИИ – вековые вариации геомагнитного поля, зафиксированные по изменениям во времени естественной остаточной намагниченности и ее компонент (данные палеомагнитных наблюдений). Для изучения палеовековых вариаций требуются объекты с максимальной и надежной непрерывностью палеомагнитной записи. Обычно используемые для этого осадки в большинстве случаев не удовлетворяют указанному требованию. Наиболее подходящими из осадочных пород являются разрезы ленточных глин, озерных и морских осадков. Наилучшим объектом являются магматические тела простой формы, для которых можно рассчитать достаточно надежно режим остывания: от лавовых потоков, время остывания которых охватывает дни-месяцы-годы, до мощных интрузивных тел, время остывания которых охватывает десятки тысяч и миллионы лет.

В результате палеомагнитного и петромагнитного изучения раннепротерозойских интрузивов показана принципиальная возможность получения непрерывной записи поведения геомагнитного поля, фиксируемой в процессе остывания габбро-пироксенитовых расслоенных интрузивов. Чтение палеомагнитной записи возможно в двух вариантах: а) детальный отбор образцов от контакта вглубь тела и б) в каждом отобранном образце детальная Т-чистка через 2-3° позволяет прочесть запись поведения геомагнитного поля в процессе остывания тела в точке отбора образца от точки Кюри присутствующих в нем магнитных минералов до той температуры блокирования, когда еще фиксируется в пределах измерений значимая доля термоостаточной намагниченности. На основании решения задачи Стефана и нестационарной задачи теплопроводности рассчитаны зависимости температуры от времени и скорости остывания интрузивов в разных точках разрезов от момента внедрения до 400-500°С. При медленном остывании интрузива температура блокирования (T_b) естественной термоостаточной намагниченности существенно отличается от температуры деблокирования (T_d) естественной остаточной намагниченности в ходе лабораторного терморазмагничивания образцов. Для перевода температур деблокирования в ходе Т-чистки образцов (T_d) в температуры остывания интрузива (T_b) используются зависимости T_d и T_b от скорости остывания однодоменного магнетита (Dodson, McClelland-Brown, 1980). В магнитостратиграфическом плане запись характеризуется наличием хронов и субхронов разной полярности продолжительностью от сотен до нескольких десятков тысяч лет, экскурса продолжительностью менее 2 тысяч лет. В течение времени записи одни периоды палеовариаций исчезают, другие появляются, величина периода нередко меняется во времени, продолжительность периодов меняется от 1- колебаний до 10 и более. В общем, выделяются следующие моды (число колебаний не менее 5): 3.2; 4.4-4.7; 5; 5.5; 7.5; 8-10; 17.5-18.5; 30-40; 52-64 90-100 тысяч лет. Черты поведения геомагнитного поля в раннем протерозое принципиально не отличаются от характеристики геомагнитного поля в позднем кайнозое. Следовательно, к началу протерозоя жидкое ядро Земли, генерирующее геомагнитное поле, было сформировано и в дальнейшем изменялось несущественно. Из совокупности палеомагнитных данных следует, что амплитуда палеовековых вариаций в древние эпохи не отличалась от позднекайнозойских; в разные эпохи наблюдается как западный, так и восточный дрейф геомагнитного поля; спектр вариаций дискретен и меняется во времени.

См. вековые вариации геомагнитного поля.

Петрова, 1992; Dodson, McClelland-Brown, 1980; Pechersky et al.,2004.

ПАЛЕОМАГНЕТИЗМ – "ископаемый" магнетизм, древнее геомагнитное поле, запись которого сохранилась в естественной остаточной намагниченности горных пород. Изучением палеомагнетизма занимается палеомагнитология.

ПАЛЕОМАГНЕТИЗМ И РАСШИРЯЮЩАЯСЯ ЗЕМЛЯ. По палеомагнитным данным можно оценить возможное расширение (сжатие) Земли, если предположить, что континенты достаточно жесткие блоки литосферы (как в тектонике плит). Два метода расчета: способ палеомеридианов и минимальной дисперсии. 1) Если точки палеомагнитных определений находятся на одном палеомеридиане, то древний радиус Земли равен R_a=57,3L/(φ₁- φ₂), где L – современное расстояние между точками с палеомагнитными широтами φ₁и φ₂. 2) Вычисляется кучность палеомагнитных полюсов при разных расстояниях от точек наблюдений до полюса и находится максимум кучности; соответствующее ему расстояние равно R_a(90- φ)/ R, где R и R_a – соответственно, современный и древний радиусы Земли, φ – палеомагнитная широта в точке наблюдения Неоднократные расчеты показали, что за последние 400 млн. лет радиус Земли изменялся в пределах ±5% от современного значения, что в пределах погрешности палеомагнитных измерений.

Храмов и др., 1982.

ПАЛЕОМАГНИТНАЯ АНОМАЛИЯ – кратковременное палеомагнитное отклонение на 60-180° виртуального геомагнитного полюса, обнаруженное в геологическом разрезе. Временной аналог – экскурс. Термин «палеомагнитная аномалия» используется так же для обозначения любого короткого в масштабах изучаемого объекта аномального поведения естественной остаточной намагниченности строго не установленного происхождения, вероятнее всего, геомагнитного.

*ПАЛЕОМАГНИТНАЯ НАДЕЖНОСТЬ – набор необходимых и достаточных признаков (критериев), позволяющих оценить надежность (достоверность) палеомагнитных данных для решения поставленной задачи (последняя оговорка очень важна, т.к. для разных задач эти требования неодинаковы). Конечная цель палеомагнитных измерений – определить величину и направление геомагнитного поля в точке исследований, привязанное ко времени некоторого геологического события. Необходим комплекс, позволяющий в ой или иной мере однозначно определить элементы геомагнитного поля и время. Комплекс включает три группы признаков: геологические, геофизические и физические.

Геологические признаки – необходимое, но заведомо недостаточное условие палеомагнитной надежности. Это характеристика объекта: оценка его геологического возраста, генезиса, тектонического положения, оценка «свежести» материала, диагностика возможных носителей намагниченности немагнитными методами, оценка их происхождения. Прямой геологический признак палеомагнитной надежности и оценки палеомагнитного склонения – тест (метод) длинных частиц Печерского.

Геофизические (палеомагнитные) признаки – наиболее важная, необходимая и иногда достаточная группа признаков синхронной, метахронной компонент естественной остаточной намагниченности J_n, они включают выделение компонент, их статистический анализ, тесты и методы выделения древних компонент и первичной намагниченности (тест галек, складки, обжига, обращения и др.), корреляцию зон геомагнитной полярности от разреза к разрезу, сходимость направлений J_n, выделенных разными тестами и методами, как между собой, так и с направлениями первичной остаточной намагниченности образцов, для которых удалось доказать ориентационную или термическую природу J_n или ее компоненты (физические признаки).

Физические (петромагнитные) признаки – в сущности, это физические основы палеомагнетизма в приложении к решению конкретной палеомагнитной задачи, они не всегда необходимы и всегда недостаточны. Прежде всего, это оценка природы J_n и ее компонент, основанные на изучении носителей J_n, т.е. какие магнитные минералы присутствуют в породе, их происхождение, магнитоминералогическое изучение в сочетании с минералогическим, петрографическим и т.п. исследованиями, оценка доменной структуры, магнитного состояния, их значения в создании J_n (в сочетании с геофизическими признаками палеомагнитной надежности); определение видов J_n и ее компонент, оценка их сохранности.

Примеры достаточности геологических+геофизических признаков без физических: а) прослеживание на большие расстояния по латерали одной зоны магнитной полярности или других особенностей тонкой структуры геомагнитного поля; б) положительный тест складки, если время складчатости близко осадкообразованию или если для поставленной задачи достаточно определить доскладчатую компоненту J_n; в) положительный тест галек Грэхема для внутриформационных конгломератов и других обломочных пород и т.п.

См. индекс палеомагнитной надежности.

ПАЛЕОМАГНИТНАЯ СТАБИЛЬНОСТЬ – устойчивость (сохранность) величины и направления естественной остаточной намагниченности или ее компонент во времени. Оценка палеомагнитной стабильности – часть проблемы обоснования палеомагнитной надежности.

*ПАЛЕОМАГНИТНОЕ КАРТИРОВАНИЕ. Два основных палеомагнитных прикладных направления – магнитотектоника и магнитостратиграфия – объединяются в палеомагнитном картировании. Это площадные палеомагнитные работы, позволяющие проследить в районе определенные палеомагнитные уровни (границы магнитозон и другие магнитостратиграфические особенности), оконтуривать участки (блоки) с однородными направлениями естественной остаточной намагниченности и/или ее компонент, т.е. провести площадное стратиграфическое и тектоническое районирование и т.п. Сочетание первого и второго позволяет проследить поведение выделенных блоков во времени. Масштаб палеомагнитного картирования определяется задачей, масштабом геологического картирования и степенью обнаженности картируемой территории. Наиболее эффективно картирование, если вести палеомагнитные измерения непосредственно в поле. Полноценное палеомагнитное картирование можно вести и на закрытой территории – по керну из скважин, благодаря тому, что по вязкой остаточной намагниченности, возможно, восстановить ориентировку керна [Назарова, Печерский, 1976; Буров и др., 1986]

ПАЛЕОМАГНИТНОЕ ПОЛЕ – осредненное во времени геомагнитное поле; при этом исключаются в большой мере неоднородности поля, близкие к циклическим, как вековые вариации, вплоть до недипольного поля. В первом приближении палеомагнитное поле считается полем центрального осевого диполя.

См. главное магнитное поле Земли.

ПАЛЕОМАГНИТНЫЙ ПОЛЮС (ПМП) – средний виртуальный геомагнитный полюс, подсчитанный для некоторого геологического интервала времени, определенный палеомагнитным методом. Принимается, что положение палеомагнитного полюса совпадает с положением географического полюса. Сказанное относится к эпохам относительно стабильного состояния геомагнитного поля. Во времени ПМП меняет свое положение. Движения ПМП двух родов: 1) резкое хаотическое, во время геомагнитных инверсий и других палеомагнитных аномалий и 2) плавное, во время относительно стабильного состояния поля, оно включает истинные (собственные) движения географического полюса, т.е. изменения положения оси вращения Земли о времени, и кажущиеся движения полюса, связанные с движениями блоков литосферы. По различным оценкам [Andrews,1985; Kerr,1987; Sabadini,Yuen,1989 и др.] собственные плавные движения полюса за последние 200 млн. лет достигали 15-20° и носили циклический характер, кажущиеся движения полюса достигали сотен градусов. Соответственно, траектория кажущегося движения ПМП может служить для оценки возраста пород оценка тем точнее, чем сложнее детально построенная траектория ПМП конкретного блока литосферы. Построенные по отдельным блокам литосферы (кратонам) траектории ПМП за большие промежутки времени существенно отличаются друг от друга, что демонстрирует главенствующее значение в плавных движениях ПМП горизонтальных перемещений блоков литосферы. Количественная оценка таких движений разного масштаба является главным содержанием раздела палеомагнитологии – магнитотектоники.

См. виртуальный геомагнитный полюс, палеомагнитное поле.

*ПАЛЕОМАГНИТОЛОГИЯ – раздел геомагнитологии, учение о геомагнитном поле прошлых геологических эпох, запись которого сохранилась в естественной остаточной намагниченности. Палеомагнитология возникла на стыке ряда отраслей физики, геофизики, геологии; является самостоятельной научной дисциплиной со своей методикой исследований, объектами изучения и областью приложения результатов. Результаты исследований находят приложение в изучении строения и эволюции Земли, в решении вопросов практической геологии. Палеомагнитные данные являются количественной основой кинематических, палеотектонических реконструкций, от глобальных до локальных (магнитотектоника). Большое значение имеют палеомагнитные исследования в области геохронологии и стратиграфии (магнитостратиграфия), наиболее точное в настоящее время глобальное определение одновременности геологических событий – по совпадению "палеомагнитного сигнала", на этом основана глобальная магнитостратиграфическая возрастная корреляция геологических событий.

Конечная цель палеомагнитных измерений – надежно определить величину и направление геомагнитного поля в точке исследований, привязанное ко времени некоторого геологического события. Необходим комплекс, позволяющий в той или иной мере однозначно определить элементы геомагнитного поля и время его фиксации. Существуют геологические, геофизические (палеомагнитные) и физические (петромагнитные) признаки палеомагнитной надежности, суммарная количественная оценка надежности – индекс палеомагнитной надежности. При интерпретации палеомагнитных данных принимаются три положения: 1) горные породы намагничиваются по направлению геомагнитного поля времени этого намагничивания; 2) приобретенная первичная остаточная намагниченность сохраняется (хотя бы частично) в породе к моменту измерения; вообще любая датированная древняя компонента J_n приобретает смысл первичной; 3) геомагнитное поле, осредненное за промежуток времени более 0.1 млн. лет (кроме эпох геомагнитных инверсий и других аномалий), является полем центрального осевого диполя. Последнее положение имеет принципиальное значение при решении фундаментальных задач палеомагнитологии (происхождение и эволюция геомагнитного поля и т.п.), глобальных магнитотектонических задач; при магнитостратиграфических и региональных магнитотектонических исследованиях соблюдение этого условия не обязательно.

Храмов и др., 1982.

*ПАЛЕОНАПРЯЖЕННОСТЬ (На) – напряженность древнего геомагнитного поля, записанная в естественной остаточной намагниченности магнитных минералов. Направление палеонапряженности фиксируется в направлении естественной остаточной намагниченности. Величина остаточной намагниченности любого вида, возникшей в слабом магнитном поле порядка земного, пропорциональна величине напряженности этого поля. На этом строится определение величины палеонапряженности: сравнивается величина естественной остаточной намагниченности или одной из ее компонент созданными на том же образце ориентационной (переосаждение), термической (нагрев выше точки Кюри), идеальной остаточной намагниченности в известном магнитном поле. Кроме того, используются текстурная магнитная анизотропия и асимметрия ансамбля магнитных частиц. Чтобы все полученные значения Н_а были сопоставимы, их приводят к значению на экваторе, считая геомагнитное поле полем центрального осевого диполя, а также вычисляют по напряженности магнитный момент такого диполя. Сохранность величины остаточной намагниченности хуже, чем ее направления, поэтому определение палеонапряженности много труднее и круг подходящих объектов резко ограничен.

Методы определения палеонапряженности: 1. Метод Телье в разных модификациях – сравниваются результаты ступенчатого терморазрушения естественной остаточной намагниченности и создания парциальной термоостаточной намагниченности в известном магнитном поле последовательно в одних и тех же температурных интервалах; для проверки изменений материала в ходе нагревов, после высокотемпературных нагревов повторяется ряд нагревов при меньших температурах. Результаты сравниваются с помощью диаграммы Араи-Нагаты. 2. Метод непрерывных нагревов Вильсона-Буракова – снимается кривая терморазрушения естественной остаточной намагниченности J_n образца, затем на нем же создается полная термоостаточная намагниченность, которая затем разрушается в том же режиме, как и J_n. Обе кривые сравниваются, как и в методе Телье. 3. Метод Ван Зийла – сравниваются кривые разрушения переменным магнитным полем J_n образца и созданной а нем термоостаточной намагниченности. 4. Метод Шоу – дополнение к методу Ван Зийла – для учета возможных изменений материала в результате лабораторного нагрева сравниваются кривые разрушения переменным магнитным полем идеальной остаточной намагниченности J_ri, созданной до и после нагрева. Расхождение двух кривых разрушения J_ri вводится как поправка в соотношение естественной и термической остаточных намагниченностей. 5. Метод Н_е Багиной-Петровой – сравниваются кривые разрушения переменным магнитным полем J_n и созданной на нем J_ri. Отношение J_n/ J_ri в интервале переменных магнитных полей, где их коэрцитивные спектры совпадаю, равно отношению Н_а/Н_л, где Н_л – напряженность постоянного магнитного поля создания J_ri (это соотношение справедливо для пород, у которых J_rt/J_ri, созданных в одном поле, близко к 1,0). 6. Метод Борисовой-Шолпо – при условии подобия коэрцитивных спектров J_n и созданной на том же образце J_ri определяется отношение J_n/ 2,8J_ri, которое для любых термонамагниченных пород, содержащих преимущественно многодоменные зерна магнетита-титаномагнетита (что обычно для подавляющего большинства магматических пород), равно отношению Н_а/Н_л, где Н_л – напряженность постоянного поля создания J_ri; 2,8±0,1 – эмпирическая среднестатистическая величина J_rt/J_ri, образованных в одном постоянном магнитном поле. 7. Метод ступенчатого перемагничивания Шашканова-Металловой – определяется магнитное поле, при котором нарушается линейная зависимость J_ri от постоянного магнитного поля. Это нарушение является результатом возникновения текстурных особенностей при кристаллизации, термонамагничивании и осаждении магнитного материала. 8. Метод переосаждения Храмова – величина J_n сравнивается с величиной ориентационной остаточной намагниченности той же породы (осадка) после его переосаждения в известном постоянном магнитном поле. Осадки должны быть магнитно-стабильны, легко размачиваться в воде, до и после переосаждения коэрцитивные спектры и спектры блокирующих температур должны быть близки. 9. Метод характеристик магнитной анизотропии Ивкина – сравниваются константы магнитной анизотропии образца до и после переосаждения. В основе метода лежит эффект возникновения магнитной текстуры при формировании осадка, которая более устойчива к внешним воздействиям, чем остаточная намагниченность. 10. Метод длинных частиц Печерского – сравнение величины моды ориентировки длинных частиц (подобных по величине и удлинению магнитных зерен) в сходных условиях образования терригенных осадков. Величина моды является функцией напряженности геомагнитного поля во время осаждения длинных частиц. Годится для относительной оценки палеонапряженности. 11. Метод Нгуен-Печерского для кристаллизационной остаточной намагниченности – сравнение J_n с созданной на том же образце J_ri, которые в случае кристаллизационной или химической природы J_n близки по величине и стабильности. Сравниваются J_n и J_ri в ходе термочистки (для исключения парциальной термонамагниченности, т.к. температура образования кристаллизационной остаточной намагниченности обычно неизвестна). 12. Отношение Кенигсбергера, как относительная оценка палеонапряженности, возможна для коллекции образцов пород, однородных по происхождению и по ансамблю содержащихся в них зерен магнитных минералов. Надежнее это делать по величине характеристической остаточной намагниченности, отнесенной к восприимчивости. 13. Отношение величины естественной остаточной намагниченности к идеальной или остаточной намагниченности насыщения, как относительная оценка палеонапряженности осадков, возможна для коллекции образцов пород, однородных по происхождению и по ансамблю содержащихся в них зерен магнитных минералов.

Методы 1-6 применимы только к термонамагниченным породам, в которых магнитные минералы намагничены от температур выше их точек Кюри.

По имеющимся археомагнитным данным установлены вариации палеонапряженности с периодами 360, 600, 900, 1200, 1800, 2700, 3600, 5400 и 8000 лет, последний соответствует главному периоду геомагнитного динамо. Эти периоды неустойчивы и меняются во времени более чем на 10%. Выявлена более длиннопериодная цикличность в поведении палеонапряженности в фанерозое, которая связывается с взаимодействием ядра и низов мантии.

см. напряженность геомагнитного поля, законы Телье, вековые вариации геомагнитного поля, палеовековые вариации геомагнитного поля, длиннопериодные циклические изменения геомагнитного поля и др.

ПАЛЕОНТОЛОГИЯ – биологическая наука, изучающая по окаменелостям и другим остаткам историю развития растительного и животного мира прошлых геологических эпох. На основе палеонтологических данных устанавливается относительный возраст содержащих окаменелости отложений и других горных пород, выделяются биостратиграфические единицы. См. биостратиграфия, геохронология.

*ПАЛЕООКЕАНСКАЯ ЗЕМНАЯ КОРА – земная кора под исчезнувшими океанами (палеоокенами), сохранившаяся в виде пластин офиолитовых комплексов, надвинутых на континенты. Офиолиты – очень ценный объект геологических, геофизических, в частности палеомагнитных и петромагнитных, исследований океанской коры, благодаря большей доступности для детального изучения по сравнению с земной корой под современными океанами. Исследования офиолитов разного возраста позволяют изучить особенности строения и развития палеоокеанской коры и верхней мантии за значительные промежутки времени. Сочетание палеомагнитной (магнитотектонической) и геологической информации позволяет реконструировать исчезнувшие бассейны, положения осей спрединга, островных дуг, их историю.

ПАЛИНГЕНЕЗ – в петрологиии термин обозначает ультраметаморфический процесс, ведущий к образованию магмы путем переплавления на месте ранее существующих горных пород. В отличие от анатексиса в процессе палингенеза переплавленная масса приобретает способность к внедрению. Практически разделить эти два процесса чрезвычайно трудно.

«ПАМЯТЬ» магнитного материала: а) отражение в магнитных свойствах условий образования магнитных минералов и их последующих изменений; б) частичное восстановление остаточной намагниченности после низкотемпературной обработки, т.е. охлаждения ниже изотропной точки (например, у магнетита Т_к=-143°С) и последующего нагрева до комнатной температуры в нулевом магнитном поле, с) восстановление записи величины и направления древнего геомагнитного поля по естественной остаточной намагниченности.

ПАРАГЕНЕЗИС – совместное пространственное нахождение, возникающее в результате одновременного или последовательного образования минералов, горных пород.

ПАРАМАГНЕТИЗМ – свойство веществ обратимо намагничиваться по направлению внешнего магнитного поля. У парамагнитных веществ атомы обладают собственным магнитным моментом, но в отсутствие внешнего поля эти моменты ориентированы хаотично, так что в целом намагниченность парамагнетика равна нулю и растет прямо пропорционально росту напряженности внешнего постоянного магнитного поля. Намагниченность парамагнетика обратно пропорциональна температуре (закон Кюри-Вейса). Магнитные свойства парамагнетиков практически не дают информации об условиях их образования. Все железосодержащие минералы, как оливины, пироксены, ильменит, пирит и другие, являются парамагнетиками. Восприимчивость парамагнетиков меньше 10^-4 ед.СИ.

ПАРАМЕТРЫ КРИСТАЛЛИЧЕСКОЙ РЕШЕТКИ – соотношение между ребрами a,b,c элементарной ячейки. См. сингония.

ПАРАПРОЦЕСС – возрастание абсолютной величины намагниченности магнитных материалов под действием внешнего магнитного поля выше магнитного насыщения. Парапроцесс обусловлен ориентацией в поле элементарных носителей магнетизма (магнитных моментов атомов или ионов), оставшимися еще не повернутыми по полю из-за теплового движения.

ПАРЦИАЛЬНОЕ ДАВЛЕНИЕ ГАЗА – давление, которое имел бы газ, входящий в состав газовой смеси, если бы один занимал объем всей смеси при данной температуре. Понятие парциального давления применимо только к смеси идеальных газов (невзаимодействующих частиц), в реальных газах оперируют понятием летучесть, фугитивность.

ПАРЦИАЛЬНОЕ ТЕРМОНАМАГНИЧИВАНИЕ – намагничивание в постоянном магнитном поле при охлаждении образца между температурами Т₁ и Т₂, Т₁≤Т_с или Т₂>0 K (в палеомагнитной и петромагнитной практике Т₂≥20°С). При таком намагничивании образуется парциальная термоостаточная намагниченность.

ПАССИВНЫЕ ОКРАИНЫ КОНТИНЕНТОВ – окраины расходящихся континентов. Характеризуются мелководными карбонатными отложениями, флишеподобными и др., мощными обломочными толщами турбидитного происхождения, формирующимися у подножий континентов.

ПЕГМАТИТ – преимущественно крупнозернистая порода, залегающая в форме гнезд, линз и т.п. тел, по главным минералам подобна окружающей материнской магматической породе. Пегматиты обычно богаты минералами, содержащими легколетучие вещества. Выделяются три стадии образования пегматитов: 1) образование пегматита из расплава; 2) перекристаллизация его; 3) возникновение метасоматическим путем.

ПЕЛИТ – осадочная порода любого генезиса, в которой размер частиц не более 1-5 мкм.

ПЕНЕПЛЕН – выровненная поверхность на месте гор в результате экзогенных процессов (денудации).

*ПЕРВИЧНАЯ ОСТАТОЧНАЯ НАМАГНИЧЕННОСТЬ – начальная остаточная намагниченность, синхронная начальной стадии образования горной породы и полностью или частично сохранившаяся в составе естественной остаточной намагниченности к моменту измерения образцов. Первичная намагниченность возникает при следующих процессах: 1) остывание магматической породы, когда оно проходит через блокирующие температуры присутствующих в ней магнитных минералов, в результате чего приобретается термоостаточная намагниченность; 2) закрепление ориентации магнитных зерен в осадке – образование ориентационной остаточной намагниченности; 3) кристаллизация зерен магнитных минералов ниже их точки Кюри – приобретается кристаллизационная остаточная намагниченность. Понятие «начала» в приведенных примерах неодинаково: самый быстрый процесс, очевидно, происходит в случае J_rt быстро остывающих лав, в остальных случаях он может быть весьма длительным. Следовательно, первичная остаточная намагниченность может состоять из нескольких растянутых во времени компонент. При изучении тонкой структуры геомагнитного поля важно выделить «быструю» первичную остаточную намагниченность, для решения других задач пригодна и «медленная» первичная остаточная намагниченность. Следует подчеркнуть, что время создания первичной остаточной намагниченности не есть время образования первичного минерала; это относится в первую очередь к магматическим образованиям. Вообще говоря, любая датированная древняя компонента естественной остаточной намагниченности приобретает смысл первичной. См. палеомагнитология, естественная остаточная намагниченность, остаточная намагниченность.

*ПЕРВИЧНЫЕ МАГНИТНЫЕ МИНЕРАЛЫ – минералы, образовавшиеся на начальной стадии формирования горной породы. Наиболее применим термин к магнитным минералам магматических пород, кристаллизующимся непосредственно из расплава. В осадках к первичным относятся аутигенные магнитные минералы, образованные на стадии возникновения ориентационной остаточной намагниченности. К метаморфическим породам термин «первичный минерал» неприменим. Понятие «первичный минерал» не совпадает с понятием «первичная намагниченность». Так, например, на стадии остывания магматического тела, в результате распада силикатов появляется вторичный магнетит, тогда как его естественная остаточная намагниченность будет первичной, если она приобретена выше 580°С. Другой пример, в базальтах первичные титаномагнетиты появляются выше 1000°С, их точка Кюри обычно ниже 200°С, при достаточно медленном остывании такие титаномагнетиты приобретут вроде бы первичную термоостаточную намагниченность, но гораздо позже первичной кристаллизации магмы; такие породы через большой промежуток времени могли заново прогреться до 200-300°С и приобрести вторичную термоостаточную намагниченность, хотя магнитные минералы в обоих этих случаях первичные.

ПЕРЕРЫВЫ В ОСАДКОНАКОПЛЕНИИ – промежутки времени разной длительности, в течение которых осадки в данном месте (участке, регионе) не накапливались. Продолжительность перерывов от промежутков времени между дождями, паводками реки и т.п. (т.е. менее года) до многих миллионов лет. В ряде случаев перерывы фиксируются по корам выветривания, палеопочвам, следам размыва, несогласным залеганиям. Слоистость осадков – результат относительно коротких перерывов. Существование перерывов без четко выраженных признаков не позволяет судить о продолжительности перерывов, существенно затрудняет возрастную корреляцию разрезов. Только комплекс независимых данных, включая магнитостратиграфические, позволяет в какой-то мере решать проблему.

ПЕРЕХОДНАЯ ТЕРМООСТАТОЧНАЯ НАМАГНИЧЕННОСТЬ (Jrtt) – вид остаточной намагниченности, которая образуется при нагревании магнетика, имеющего изотропную точку, от нее до комнатной температуры в постоянном магнитном поле или при охлаждении от 20°С до изотропной точки.

ПЕРЕХОДНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ – химические элементы, у которых внутренние электронные оболочки заполнены только частично. К переходным относятся элементы группы железа и др. См. магнетизм переходных элементов.

ПЕРИДОТИТЫ – группа глубинных ультраосновных пород, состоящих главным образом из оливина и пироксена, реже присутствуют хромшпинели, гранаты, амфиболы, сульфиды. Неизмененные перидотиты не содержат первичных магнитных минералов. В близповерхностных условиях перидотиты неустойчивы и легко изменяются, наиболее распространен процесс серпентинизации (проникновение воды) и связанное с ней появление магнетита при подходящих окислительных условиях.

ПЕРИТЕКТИКА – точка на диаграмме плавкости, в которой состав расплава совпадает с составом плавящегося минерала. При температуре перитектики выделившиеся ранее минералы реагируют с перитектическим расплавом с образованием новой кристаллической фазы; часто это выражается в образовании оторочек кристаллов. В отличие от эвтектики перитектика имеет более высокую температуру плавления. При температуре эвтектики заканчивается кристаллизация всего расплава, при температуре перитектики – лишь кристаллизация некоторых расплавов.

ПЕРМАЛЛОЙ – группа магнитно-мягких сплавов на основе никеля и железа, характеризующихся высокой магнитной восприимчивостью в слабых магнитных полях. Широко используется для изготовления магнитных экранов в магнитной измерительной аппаратуре, для магнитной чистки.

ПЕСЧАНИК – обломочная осадочная порода, сцементированный песок. Размер зерен от 0,1 до 1мм.

ПЕТРОГРАФИЯ – описательная часть петрологии, посвящена детальному изучению минерального состава горных пород, их структуры, текстуры, химического состава; классификация пород по разным признакам.

ПЕТРОЛОГИЯ – наука о происхождении магматических и метаморфических горных пород на основе изучения их минерального, химического состава и геологических особенностей. Тесно связана с другими геологическими науками – геохимией, минералогией, тектоникой и др.

*ПЕТРОМАГНЕТИЗМ – совокупность магнитных свойств горных пород. Петромагнитная информация сосредоточена в магнитных минералах, магнитные свойства которых определяются их составом, структурой и магнитным состоянием, в свою очередь, зависящими от условий их образования и преобразования. Петромагнетизм связан с небольшим числом минеральных образований, которые составляют, как правило, незначительный объем горной породы и обладают уникальным свойством магнитной памяти о внешних воздействиях на них магнитного поля, давлений, температуры, времени, об условиях кристаллизации. Информативность магнитных свойств горных пород неравнозначна и неоднозначна. Явлениями петромагнетизма занимается петромагнитология.

*ПЕТРОМАГНИТНОЕ КАРТИРОВАНИЕ – сочетание магнитной съемки (телеинформация о площадном распределении магнитных масс) с площадными геологическими данными и исследованиями магнитных свойств горных пород района, региона.

*ПЕТРОМАГНИТОЛОГИЯ – раздел геомагнитологии и петрофизики, самостоятельное научное направление, основанное на физике магнитных явлений и посвященное изучению магнитных свойств горных пород, заключенных в магнитных минералах, в связи с условиями их образования и существования; физическая основа палеомагнетизма. Петромагнитология включает изучение магнетизма литосферы и построение магнитной модели литосферы; выявление генетической и парагенетической связи магнитной минерализации с процессами образования различных типов месторождений полезных ископаемых. Наиболее ценны признаки полезных ископаемых, потенциальной рудоносности, которые можно выявлять по особенностям аномального магнитного поля и его изменениям во времени (магниторазведка).

Целесообразно использовать петромагнитные исследования в следующих случаях: 1) изучение собственно магнетизма как такового, когда другие методы просто неприменимы (например, палеомагнетизм, природа магнитных аномалий и т.п.); 2) решение задач, для которых чувствительность петромагнитных методов выше чувствительности других методов (например, изучение тонких изменений железосодержащих минералов, в частности, в процессе окисления непосредственно в породе, без извлечения фракции; изучение текстур горных пород и др.); 3) решение ряда геолого-геофизических задач, для которых требуется большая массовость опробования, экспресс-информация (например, быстрая оценка пространственного распределения концентрации магнитных минералов или степени их изменения, начиная с измерений восприимчивости непосредственно в поле в обнажениях). См. магнитопетрология, магнитоминералогия, магнитолитология, магнитные свойства горных пород, магнитная восприимчивость, физические основы палеомагнетизма.

Петромагнитная модель литосферы, 1994; Печерский,1985; Печерский, Геншафт, 2002.

ПЕТРОФИЗИКА – раздел геофизики, посвященный изучению физических свойств горных пород.

ПЕТРОХИМИЯ – раздел геологии (петрологии) о химическом составе горных пород и химизме процессов их формирования. Базируется на данных современных физико-химических методов определения химического состава горных пород и минералов, обобщает эти данные.

ПИКОТИТ – минерал группы шпинелей, (Fe,Mg)(Al,Cr,Fe)₂O₄, промежуточный член ряда твердых растворов.

ПИКРИТ – вулканическая, гипабиссальная ультраосновная порода базальтоидного облика. Состоит главным образом из оливина, пироксенов. Магнитные свойства пикритов изучены слабо.

ПИКРОИЛЬМЕНИТЫ – минералы серии твердых растворов FeTiO₃-MgTiO₃-Fe₂O₃, где Fe³⁺ замещается Mg²⁺+Ti⁴⁺. Молекулярная доля FeTiO₃ в природных пикроильменитах обычно 50-55%, а варьируют главным образом доли MgTiO₃ и Fe₂O₃. Пикроильмениты являются ферримагнетиками. В интервале изменений доли Fe₂O₃ от 0 до 25% точка Кюри изменяется линейно от –200°С до 200°С. Распространены в магматических породах, главным образом в кимберлитах.

ПИЛЛОУ-ЛАВА – подушечная лава.

ПИРИТ – минерал, FeS₂, наиболее распространенный в природе сульфид. Кубический, а_о=0,5417-0,5405 нм, удельный вес 4,95-5,03 г/см3, плотность упаковки 0,124-0,126. Парамагнетик. Ромбическая разновидность – марказит. Часто встречается в ассоциации с пирротином, магнетитом. Термически устойчив ниже 742°С. При нагреве пирита в окислительных условиях по нему образуется магнетит, конечный продукт такого окисления – гематит. При нагреве пирита в вакууме выше 200°С из него выделяется пирротин.

ПИРОКЛАСТИЧЕСКАЯ ПОРОДА – обломочная порода, состоящая из продуктов вулканических извержений.

ПИРОКСЕНЫ – большая группа цветных минералов, главных компонентов многих ультраосновных, основных, реже средних магматических, метаморфических пород. Две основные структурные разности – моноклинные (клинопироксены) и ромбические (ортопироксены).

ПИРОКСМАНГИТ – минерал, (FeMn)₇Si₇O₁₁, метасоматических и метаморфических пород.

*ПИРРОТИНЫ – минералы, FeS_1+x, распространенные в природе сульфиды железа. Структурные состояния пирротинов различны, наиболее распространены гексагональный (антиферромагнетик) и моноклинный (ферримагнетик, точка Кюри 325°С) пирротины.

Гексагональный пирротин антиферромагнетик, 0<x<0,12; у пирротинов с 0<x<0,09 наблюдается α-превращение, которое сопровождается изменением ориентации спинов (ниже Т_α они параллельны оси «с» кристалла, выше Т_α они располагаются в основной плоскости, перпендикулярной с); пирротины с 0,06<x<0,12 – λ-типа – на кривой термомагнитного анализа J_i(Т) при 220-250°С появляется резкий пик – намагниченность пирротина растет и он становится ферримагнетиком. Пирротин λ-типа обладает относительно высокой магнитной жесткостью, которая при нагреве падает. Удельная намагниченность насыщения J_s≤0,1 Ам²/кг, точка Кюри Т_с=325°С.

Моноклинный пирротин (относительно низкотемпературный), 0,1<x<0,25. Ферримагнетик, удельная намагниченность насыщения J_s=16Ам²/кг, точка Кюри Т_с=325°С, отмечаются и более высокие точки Кюри до 350-360°С. Магнитная жесткость низкая по сравнению с гексагональным пирротином λ-типа. Изменения при нагреве начинаются выше 300°С, при этом намагниченность и остаточная коэрцитивная сила растут в 1,5-3,5 раза, появляется магнетит. При дальнейшем нагреве возникают маггемит и гематит.

Пирротины встречаются в основных магматических породах, метаморфических, гидротермально-измененных и осадочных породах.

Воган, Крейг, 1981.

ПЛАГИОКЛАЗЫ (ПОЛЕВЫЕ ШПАТЫ) – минералы, твердые растворы ряда альбит (NaAlSi₃O₈) – анортит (CaAl₂Si₂O₈). Широко распространены в магматических и метаморфических породах от основных до кислых. Небольшие изоморфные примеси железа выделяются при высокотемпературном распаде на стадии остывания магматических тел в виде тонких ламеллей, иголок ильменита и магнетита с хорошо сохраняющейся естественной остаточной намагниченностью высокой стабильности. См. габбро, габбро-пироксенитовые расслоенные интрузивы.

ПЛАТФОРМА – континентальная плита, крупный жесткий блок литосферы. Такие блоки образуют континенты или их части. Состоит из древнего кристаллического складчатого фундамента и осадочного платформенного чехла. Платформы без чехла называются щитами. См. тектоника плит, плиты, щиты и др.

ПЛЕОНАСТ – минерал группы шпинели, (Mg,Fe)Al₂O₄, твердый раствор шпинели и герцинита. Парамагнетик.

ПЛИТОТЕКТОНИКА – см. тектоника плит.

ПЛИТЫ (ЛИТОСФЕРНЫЕ ПЛИТЫ) – жесткие блоки литосферы, образующие значительную часть поверхности Земли. Существенно отличаются по строению и развитию плиты континентальной и океанской коры. См. континентальная кора, океанская кора, тектоника плит, геодинамика и др.

ПЛОТНЕЙШАЯ УПАКОВКА – укладка идеальных шаров одного диаметра, при которой на долю пустот приходится минимальное пространство. Независимо от структуры и свойств атомов определяется плотностью упаковки атомов, т.е. числом атомов в единице объема. Например, гексагональная упаковка состоит из слоев, сложенных так, что второй слой лежит в углублениях между атомами первого, далее все нечетные слои повторяют первый слой, а четные – второй. Значительная часть неорганических соединений (ионных) кристаллов является плотнейшей упаковкой анионов с большими ионными радиусами, в пустотах которой распределяются мелкие катионы.

*ПЛОТНОСТЬ УПАКОВКИ АТОМОВ В МИНЕРАЛЕ – плотность (объемная масса) минерала, деленная на среднюю массу атомов молекулы данного соединения. Эта характеристика показывает число атомов в единице объема и не зависит от массы атомов, особенностей их строения и ионных радиусов. С плотностью упаковки атомов, в общем, согласуется их сжимаемость. Для минералов изверженных и метаморфических пород наблюдается зависимость плотности упаковки атомов от давления (глубины образования). Заметно влияет на плотность упаковки и процесс окисления она растет с ростом степени окисления, что связано с уменьшением ионного радиуса соответствующего атома с переходом в более высокую валентность.

Печерский и др.,1975.

ПЛУТОН – интрузив, интрузивное тело.

ПЛЮМ – по современным данным и взглядам, представляет собой всплывающий горячий (по сравнению с окружающей средой) материал от границы с ядром (нижнемантийные плюмы) или от границы нижней и верхней мантии. Когда плюм двигается в мантии, он состоит обычно из головы и хвоста. Путь его продвижения от источника не обязательно строго вертикален, часто наклонный и более сложный. При достижении литосферы голова плюма уплощается (растекается). Размер головы зависит от глубины зарождения плюма, так голова нижнемантийных плюмов достигает 1000км и ее диаметр удваивается при растекании под литосферой. Плюмы приурочены к тройным рифтовым сочленениям, обнаруживаются на поверхности по горячим точкам, куполообразным поднятиям и, особенно, по крупным вулканическим провинциям внутриплитного основного магматизма, системам радиально расходящихся основных даек, возможно, к ним же относятся архейские зеленокаменные пояса, содержащие коматииты. Внутриплитный (плюмовый) магматизм отличается повышенными содержаниями магния, железа, титана, рядом геохимических особенностей, единственный однозначный геохимический признак нижнемантийного плюма – это повышенное отношение изотопов гелия. Прямой палеомагнитный признак связи плюма с границей ядра и мантии – это рост амплитуды вариаций геомагнитного поля и рост дисперсии вариаций примерно в 1,5 по мере приближения к эпицентру плюмового магматизма. При этом время выхода плюма на поверхность «отстает» от времени обнаружения связи, т.е. времени возникновения плюма и, соответственно, увеличения амплитуды вариаций поля, для современных плюмов на 40-50 млн. лет, для траппов Декана – около 30 млн. лет, для Северо-Атлантической провинции – около 20 млн. лет, очевидно, отражая время подъема плюма от низа мантии до поверхности Земли. Многие исследователи связывают плюмы и такие явления на поверхности Земли, как вариации в изотопном составе морских карбонатов, подъем морского уровня, образование железных формаций, эпизоды аноксии, вымирания биоты, раскол континентов, падение крупных метеоритов и т.д.

Грачев, 2000; Ernst R.E., Buchan, 2003; Печерский, 2001; Печерский, Гарбузенко, 2005.

ПОВЕРХНОСТНАЯ ЭНЕРГИЯ – избыток энергии поверхностного слоя на границе раздела фаз, обусловленный различием межмолекулярных взаимодействий в обеих фазах.

*ПОДУШЕЧНАЯ ЛАВА (ПИЛЛОУ-ЛАВА) – лава обычно основного состава, излившаяся под водой или внедрившаяся в ил на дне водоема, благодаря чему имеет специфические формы: скопление округлых тел – частей лавовых труб, вытянутых друг за другом и соединенных между собой короткими перемычками или шейками. Эти тела имеют стекловатую, нередко пузыристую корку и концентрическую структуру. Последняя четко фиксируется в зональности структурно-чувствительных магнитных характеристик, что связано с вариациями концентрации и размера зерен первичного титаномагнетита от суперпарамагнитных в стекле до многодоменных за пределами зоны закалки. Преобладание мелких магнитно-жестких зерен отражается в высокостабильной их первичной остаточной намагниченности. При однофазном окислении таких зерен сохраняется палеомагнитная информация о направлении геомагнитного поля в момент кристаллизации подушечных лав.

ПОЛЕ МАГНИТНОГО НАСЫЩЕНИЯ (Hs) – постоянное магнитное поле, в котором достигается намагниченность насыщения магнитного материала.

ПОЛЕВЫЕ МЕТОДЫ ВЫДЕЛЕНИЯ ДРЕВНЕЙ КОМПОНЕНТЫ ЕСТЕСТВЕННОЙ ОСТАТОЧНОЙ НАМАГНИЧЕННОСТИ – см. палеомагнитная надежность, геофизические признаки палеомагнитной надежности.

ПОЛЕВЫЕ ШПАТЫ – минералы-силикаты, плагиоклазы, калишпаты и т.п., очень широко распространенные в земной коре. Большинство их входит в тройную систему альбит-ортоклаз-анортит.

ПОЛИМОРФИЗМ – способность некоторых веществ существовать в состояниях с различной кристаллической структурой. Каждое из таких состояний называется полиморфной модификацией.

ПОЛНОЕ ТЕРМОНАМАГНИЧИВАНИЕ – намагничивание в постоянном магнитном поле при уменьшении температуры от точки Кюри материала до 0 К. Т.к. многие исследования ведутся при комнатной температуре, то понятие полной термонамагниченности потребляют для интервала от точки Кюри до 20°С.

ПОЛЮС ВРАЩЕНИЯ (ПОЛЮС ЭЙЛЕРА). Любое перемещение тел на поверхности сферы можно описать как поворот относительно некоторой точки на ее поверхности. Эта точка называется полюсом вращения или полюсом Эйлера. Полюсы вращения на поверхности Земли определяются по пересечению синхронных линейных магнитных аномалий, перпендикуляров к линиям трансформных разломов и других элементов – следов спрединга. Совмещение одноименных линейных магнитных аномалий, элементов рельефа по обеим сторонам оси спрединга позволяет восстанавливать в обратном направлении последовательность событий. См. геодинамика, кинематика движения плит и др.

ПОЛЯРНОСТЬ в палеомагнитологии – см. геомагнитная полярность.

ПОПРАВКА ЗА ЗАЛЕГАНИЕ ПОРОД – в координаты естественной остаточной намагниченности или ее компонент вводится поправка, учитывающая элементы залегания пород, т.е. учитывающая нарушение их исходного залегания. Поправка сводится к повороту вокруг линии простирания пород (пласта) на угол, равный углу падения, что приводит пласт в горизонтальное положение, предположительно исходное. В результате введения поправки удается определить додеформационное направление естественной остаточной намагниченности или ее компонент. См. древние координаты, тест складки Грэхема, магнитотектоника.

ПОРОШКОВЫЕ ФИГУРЫ – фигуры, образованные магнитным порошком (эмульсией), осажденным на полированную поверхность магнитного материала. С их помощью выявляются границы между магнитными доменами.

ПОРФИРОВЫЕ ВЫДЕЛЕНИЯ – см. фенокристаллы.

ПОСТСЕДИМЕНТАЦИОННАЯ ОСТАТОЧНАЯ НАМАГНИЧЕННОСТЬ – разновидность ориентационной остаточной намагниченности. В зарубежной литературе – Post Detrital Remanent Magnetization – PDRM.

ПРОПИЛИТИЗАЦИЯ – процесс метасоматического преобразования вулканогенных пород в условиях малых и средних глубин гидротермальными растворами, содержащими в большом количестве углекислоту и серу. Продукты этого процесса – пропилиты, их состав: альбит, актинолит, эпидот, хлорит, серицит, кварц, карбонаты, пирит, лейкоксен, цеолиты.

ПРЯМАЯ ГЕОМАГНИТНАЯ ПОЛЯРНОСТЬ – см. геомагнитная полярность.

ПРЯМАЯ МАГНИТНАЯ ПОЛЯРНОСТЬ – см. магнитная полярность, прямая остаточная намагниченность.

ПСЕВДОБРУКИТ – минерал, Fe₂TiO₅, конечный член серии твердых растворов Fe₂TiO₅- FeTi₂O₅. Парамагнетик. Продукт вторичного высокотемпературного (выше 600°С) окисления титаномагнетита, гемоильменита.

ПСЕВДОМОРФОЗЫ – замещение минерала, организма и т.д. другим веществом при сохранении внешней формы первого. Замещение может быть изохимическим – материалом из исходного вещества, и вплоть до полного замещения новым привнесенным материалом.

ПСЕВДООДНОДОМЕННЫЕ ЗЕРНА – магнитные зерна, занимающее промежуточное состояние по доменной структуре между однодоменными и многодоменными, т.е. зерна, состоящие из малого числа доменов. По многим магнитным свойствам такие магнитные зерна ведут себя подобно однодоменным, особенно по магнитной жесткости. Остаточная намагниченность ансамбля псевдооднодоменных зерен, подобно однодоменным, обладает высокой магнитной и палеомагнитной стабильностью. См. домены, магнитное упорядочение.

ПУАТВЕНИТ – минерал, (Cu,Fe)SO₄^.H₂O, Cu/Fe=1,0; промежуточный член ряда твердых растворов CuSO₄^.H₂O-FeSO₄^.H₂O. Парамагнетик.

ПУМПЕЛИИТ – минерал, водный силикат, содержащий железо, кальций, магний, марганец, алюминий. Типичный представитель низкой ступени регионального метаморфизма (зеленокаменного); встречается в глаукофановых сланцах, скарнах, в миндалинах базальтов.

ПЬЕЗОМАГНЕТИЗМ – возникновение в магнитном веществе намагниченности (пьезонамагниченность) под действием внешнего давления в присутствии внешнего магнитного поля. Причина возникновения пьезомагнитного эффекта и образования пьезонамагниченности в перераспределении энергетических барьеров при наложении или изменении механических напряжений.

ПЬЕЗОНАМАГНИЧЕННОСТЬ (Jrp) – см. пьезомагнетизм.

назад

Р

назад

РАВНОВЕСНЫЙ ПРОЦЕСС – процесс перехода термодинамической системы из одного равновесного состояния в другое, столь медленный, что все промежуточные состояния можно рассматривать как равновесные.

РАДИОЛЯРИТЫ – органогенные осадки, преимущественно кремнистые, состоящие из скелетов радиолярий более чем на 50%. Типичные осадки океанов и палеоокеанов.

РАЗМАГНИЧИВАЮЩИЙ ФАКТОР – см. внутреннее размагничивающее поле.

РАСПАД ТВЕРДОГО РАСТВОРА – см. гетерофазное изменение твердого раствора.

РАСПРЕДЕЛЕНИЕ БИНГХАМА [Bingham, 1974] – распределение ориентировок осевого типа, значения параметров которого служат количественной характеристикой трех основных типов распределений, встречающихся в палеомагнетизме: равномерный – единичные векторы равномерно распределены на сфере, используется в тесте галек (см. ниже); биполюсный – точки группируются около полюсов одной оси, проходящей через центр сферы (при этом около каждого полюса распределение соответствует Фишеровскому); поясной – точки единичных определений распределены вдоль дуги большого круга. Выборка, извлеченная из распределения Бингхама, описывается симметричной матрицей 3 порядка, из которой рассчитываются три взаимно перпендикулярных собственных вектора и три собственных значения. Если три собственных значения матрицы примерно равны, то искомое распределение близко равномерному; полюсный (фишеровский) тип распределения характеризуется соотношением t₁~t₂<<t₃; поясной (вдоль дуги большого круга) – t₁<t₂~t₃. Т.к. анализируется распределение нормалей к векторам, то распределение Бингхама не зависит от магнитной полярности, что в ряде случаев существенно упрощает задачу.

РАСПРЕДЕЛЕНИЕ КЕНТА [Kent, 1982] – эллиптический аналог распределения Фишера, где вводится параметр "овальности" распределения. При равенстве этого параметра нулю распределение Кента трансформируется в фишеровское. Похожее распределение разработал А.Н. Житков [1985].

РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ФИШЕРА [Fisher, 1953] – аналог нормального распределения на сфере. Статистика Р.Фишера широко применяется при обработке палеомагнитных данных. Проверка соответствия реальных распределений векторов J_n и ее компонент распределению Фишера помогает оценить однокомпонентность совокупности векторов, эффективность чистки, выявить наличие регулярной составляющей J_n (при анализе временных последовательностей векторов), что необходимо для диагностики первичной намагниченности. Основные параметры распределения Фишера: кучность К и угол доверия ₉₅. Обычно кучность оценивается по формуле: K=(N-1)/(N-R), где N – количество определений, R – модуль суммарного вектора. При K>3 используется упрощенная формула для угла доверия: ₉₅=140(KN)^-1/2.

РАСТВОРИМОСТЬ – концентрация вещества в его насыщенном растворе. Растворимость жидкостей и особенно в твердых фазах (твердые растворы) ограничивается условием близости размеров и форма молекул компонентов. На растворимость во многих случаях влияют примеси.

РАСТВОРЫ – однородные вещества, состоящие из двух и более компонентов. Практически все природные вещества являются растворами.

РАСШИРЕНИЕ ЗЕМЛИ – см. палеомагнетизм и расширяющаяся Земля.

РЕГИОНАЛЬНАЯ МАГНИТНАЯ АНОМАЛИЯ – часть геомагнитного поля за вычетом нормального поля (главное поле и мировые магнитные аномалии) и исключением локальных магнитных аномалий путем сглаживания, пересчета на высокие уровни и другими способами. Обычно к региональным относятся аномалии с поперечным размером от десятков до сотен километров. При выделении региональных аномалий возникают проблемы, что считать нормальным полем и как уменьшить неоднозначность интерпретации. В случае региональных аномалий нет независимой проверки источника магнитной аномалии, неопределенность в оценке нижней кромки источника региональной аномалии. См. аномальное магнитное поле, континентальная земная кора, условия образования магнитных минералов и др.

РЕГИОНАЛЬНЫЙ МЕТАМОРФИЗМ – изменения больших масс горных пород, вызванные воздействием температуры, давления (направленного или геостатического). По мере роста Т-Р выделяются ступени и виды регионального метаморфизма: зеленокаменный, амфиболит-эпидотовый, гранулитовый, при этом образуются гранулиты, кристаллические сланцы, гнейсы, амфиболиты, зеленокаменные породы и др.

РЕГРЕССИЯ МОРЯ – отступление моря с суши. Разрез отложений при этом характеризуется снизу вверх сменой более глубоководных осадков на мелководные, глины сменяются песками, конгломератами и т.п.

РЕКРИСТАЛЛИЗАЦИЯ – процесс перекристаллизации кристаллов и агрегатов, происходящий в неравномерно деформированном, напряженном материале. Заключается в росте за счет деформированных кристаллов новых стабильных кристаллов с недеформированной и ненапряженной решеткой, часто идиоморфных.

РЕЛАКСАЦИЯ – процесс установления термодинамического равновесия макроскопической системы, выведенной из такого состояния (релаксация напряжений, магнитная релаксация и т.п.). Этот процесс необратимый. См. время релаксации.

РЕОЛОГИЯ – наука о деформации и текучести сплошной среды. Один из фундаментов современной геодинамики.

РЕСТИТ – остаток глубинной породы после выплавления из нее части материала в результате анатексиса, палингенеза, плавления в мантии с образованием основных и ультраосновных магм.

РИБЕКИТ – минерал, щелочной амфибол, Na₂Fe²⁺[(OH,F)Si₄O₁₁]₂. В щелочных глубинных и вулканических породах, характерен для некоторых гидротермальных жил и метасоматитов.

РИОЛИТ – см. липарит.

РИФТЫ (РИФТОВЫЕ ЗОНЫ) – тектонические структуры, зоны растяжения литосферы, приурочены к конструктивным границам плит. Рифты развиваются в океанах и на континентах, являясь центрами раскола континентов и формирования океанской земной коры. Наличие рифтовых долин характерно для медленно разрастающихся срединных хребтов, где скорость спрединга до 2см/год, как, например, Срединно-Атлантический хребет. В быстро разрастающихся хребтах, как Восточно-Тихоокеанское поднятие, расчлененность рельефа меньше и рифтовая долина отсутствует.

РОГОВАЯ ОБМАНКА – минерал группы амфиболов. Обыкновенная роговая обманка – типичный минерал гранитоидов, габброидов и метаморфических пород. Часто образуется за счет пироксена, при этом нередко выделяется магнетит. Базальтическая роговая обманка (окисленная) – главным образом в вулканитах, характерно относительно высокое отношение Fe³⁺/Fe²⁺.

РОГОВИК – контактово-метаморфическая порода, имеет плотное зернистое строение. Состоит из кварца, слюды, полевого шпата, граната, андалузита, силлиманита, кордиерита и др.

РОДОНИТ – минерал, (Mn,Fe,Ca)₅Si₅O₁₅, образуется при сравнительно низкотемпературном метаморфизме осадочных марганцевых руд, продукт их метасоматоза.

РОМБИЧЕСКАЯ СИНГОНИЯ – кристаллографическая система, характеризующаяся неравенством периодов повторяемости по трем осям, образующим между собой прямые углы. В ромбической системе кристаллизуются около 30% известных веществ.

РОМБОЭДРИЧЕСКАЯ СИНГОНИЯ – см. тригональная сингония.

РОССЫПИ – разновидность осадка, обогащенного обломками пород и минералов, представляющих полезные ископаемые. По типу образования россыпи делятся на аллювиальные, элювиальные и т.д.

РОТАЦИОННАЯ ОСТАТОЧНАЯ НАМАГНИЧЕННОСТЬ образуется при вращении образца вокруг некоторой оси в переменном магнитном поле. По величине и стабильности заметно меньше J_ri, но искажает картину Н-чистки.

РУТИЛ – минерал, TiO₂. Нередко является продуктом гетерофазного изменения титаномагнетита, гемоильменита. Встречается в эклогитах и других метаморфических породах, жилах и др. Существуют другие модификации TiO₂ – анатаз, брукит.

назад

С

назад

САМОДИФФУЗИЯ – частный случай диффузии в чистом веществе, при которой диффундируют частицы вещества.

САМООБРАЩЕНИЕ ОСТАТОЧНОЙ НАМАГНИЧЕННОСТИ – самопроизвольное намагничивание магнитного вещества против направления намагничивающего поля. Продолжительность такого перемагничивания – от мгновенного до многих миллионов лет. Теоретически (по Неелю) возможны две группы механизмов самообращения: 1) случаи однофазной системы; так как самопроизвольная намагниченность ферримагнетиков является разностью намагниченностей двух подрешеток, то с изменением температуры она может быть и положительной и отрицательной, если температурные зависимости намагниченностей подрешеток различны. Такие различия связаны с особенностями распределения катионов в подрешетках ферримагнетика, которые либо заложены в исходном состоянии, либо возникли в ходе нагрева и охлаждения его, либо при однофазном окислении (например, титаномагнетита); 2) случаи гетерофазной системы – результат магнитостатического или обменного взаимодействия. См. магнитное упорядочение.

САМОПРОИЗВОЛЬНАЯ (СПОНТАННАЯ) НАМАГНИЧЕННОСТЬ – собственная намагниченность магнитного вещества, не зависящая от внешних условий. Фундаментальная характеристика материала. В реальных материалах из-за стремления к минимуму энергии образуются области самопроизвольной намагниченности – домены, замеряемая суммарная намагниченность такого материала не отражает самопроизвольной намагниченности и лишь в постоянном магнитном поле насыщения достигает величины самопроизвольной намагниченности.

См. магнитное упорядочение, намагниченность насыщения.

САПОНИТ – железосодержащий минерал (силикат) зоны выветривания магнезиальных пород (серпентинитов); в доломитах, миндалинах основных вулканитов. Образует землистые, глиноподобные агрегаты.

САПРОПЕЛЬ – органоминеральные отложения озер. Минеральная часть состоит преимущественно из обломочного материала (глина, песок), а так же из растворенных в воде окислов кальция, железа, магния.

СБРОС – разрыв с крутым сместителем, по которому крылья сброса спущены (подняты) относительно друг друга. Образуется преимущественно в условиях растяжения.

СВЕРХСТРУКТУРА – в кристаллах структура, соответствующая дальнему порядку в расположении атомов разного сорта в твердых растворах замещения. Сверхструктура образуется в результате процесса упорядочения в кристаллах, сопровождается появлением на рентгенограммах дополнительных "сверхструктурных" отражений.

СВИТА – основная единица местных (региональных) стратиграфических подразделений. Совокупность отложений, выделенная преимущественно по фациально-литологическим признакам и ограниченная в распространении определенными физико-географическими условиями (один бассейн седиментации). Границы свиты часто не совпадают с границами подразделений единой стратиграфической и магнитостратиграфической шкал.

СВИТАЛЬСКИТ – минерал, Mg-Fe слюда, образованная при калиевом метасоматозе железистых кварцитов; развивается по эгирину и рибекиту.

СДВИГ – разрыв с обычно вертикальным сместителем, по которому крылья смещены относительно друг друга в плане. Различаются правые (правосторонние) и левые (левосторонние) сдвиги. В правом сдвиге в плане «верхнее» крыло сдвига смещено вправо, в левом – наоборот.

СЕДИМЕНТАЦИОННАЯ ОСТАТОЧНАЯ НАМАГНИЧЕННОСТЬ – см. ориентационная остаточная намагниченность. В зарубежной литературе принято название детритная – DRM.

СЕДИМЕНТАЦИЯ – осадконакопление – образование осадков в природных условиях путем перехода осадочного материала из подвижного и взвешенного состояний (в воде или воздухе) в неподвижное (осадок).

СЕКРЕЦИЯ – кристаллические или коллоидные минеральные вещества, выполняющие пустоты в породе, отличаются от последней по составу. В отличие от конкреций заполнение секреций идет от краев к центру. Среди секреций выделяют миндалины (мелкие заполненные полости, пузыри, поры) и жеоды (крупные частично заполненные пустоты).

СЕЛЬ (СИЛЬ) – кратковременный грязекаменный поток со склонов гор.

СЕРПЕНТИНЫ – группа минералов, водных силикатов, Mg₆(OH)₈Si₄O₁₉. Часть Mg замещается Fe²⁺, Fe³⁺, Ni, Al. Волокнистые, пластинчатые. Образуются преимущественно при гидротермальном изменении оливинов, реже пироксенов. Температура серпентинизации не превышает500°С и может быть ниже 200°С. Нередко массивы гипербазитов превращены целиком в массивы серпентинитов. В процессе серпентинизации в относительно окислительных условиях железо освобождается и концентрируется в виде магнетита. Распределение магнетита в серпентинитах крайне неравномерно. Обычно ранняя массовая серпентинизация идет при 80-130°С с образованием лизардита, как правило, без магнетита, и только наложенная серпентинизация с образованием хризотила и более высокотемпературного антигорита (~250°С) сопровождается широким выделением магнетита. Наложенный характер серпентинизации выражается в тонких шнуровидных выделениях, прожилках по трещинкам и т.п., обычно в кровле и подошве тектонических пластин.

СЖИМАЕМОСТЬ – способность вещества изменять свой объем под действием всестороннего давления. Сжимаемостью обладают все вещества.

СИДЕРИТ – минерал, FeCO₃, тригональный, плотность упаковки 0,152-0,172 (в зависимости от примесей); параметры ячейки: a=0,469-0,473, c=1,537-1,546 нм. Нередки примеси Mn (олигонит), Mg. Антиферромагнетик, точка Нееля 57 К. Аутигенный, образуется в относительно восстановительных условиях. Происхождение: 1) гидротермальное (с пирротином, халькопиритом и др.), заполняет пустоты в известняках, базальтах, пегматитах; 2) инфильтрационное – желваки и конкреции в глинах, сланцах и т.п., при взаимодействии железосодержащих вод с известняками; 3) осадочное – в мелководных бассейнах; 4) в метаморфизованных месторождениях железа образуется метасоматически за счет магнетита и Fe-силикатов. Легко изменяется. Обычное вторичное изменение (окисление) сидерита – с выделением гётита в водных условиях, а также магнетита, маггемита, гематита. Соответственно, присутствие сидерита в горных породах часто сопровождается вторичной кристаллизационной остаточной намагниченностью.

СИДЕРОНАТРИТ – Na₂Fe³⁺[OH(SO₄)₂]^.3H₂0; экзогенный минерал очень засушливых районов.

СИЕНИТ – средняя бескварцевая полнокристаллическая порода, состоящая из калинатровых полевых шпатом и цветных минералов (характерен амфибол), присутствует плагиоклаз. В щелочном сиените плагиоклаз отсутствует, присутствуют щелочные цветные минералы; нефелиновый сиенит – с нефелином. Количество плагиоклаза определяет промежуточные разности от сиенита до диорита, от монцонита до габбро.

СИЛИКАТЫ – главные породообразующие минералы, содержащие SiO₂. Характерно огромное разнообразие силикатов по составу и структуре, твердых растворов. Состав и строение силикатов зависят, прежде всего, от термодинамических условий образования, поэтому ряд равновесных ассоциаций силикатов служат геотермометрами и геобарометрами. Краткие сведения о многих силикатах, особенно имеющих прямое и косвенное отношение к петромагнетизму, приведены в настоящем словаре-справочнике.

СИМПЛЕЗИТ – Fe₃[AlO₄]₂^.8H₂O, минерал зоны окисления сульфидных месторождений.

СИНГОНИЯ – в кристаллографии наиболее крупное подразделение классификации в симметрии кристаллов по конфигурации элементарной ячейки их кристаллической решетки. Характеризуется соотношением между длинами ребер ячейки и углами (параметры кристаллической решетки). Всего семь сингоний: триклинная, моноклинная, ромбическая, тригональная, тетрагональная, гексагональная и кубическая.

СИНЕКЛИЗА – крупная пологая синклиналь на платформах.

СИНКЛИНАЛЬ – вогнутая складка, ядро ее сложено более молодыми слоями.

СИНКЛИНОРИЙ – крупная синклинальная складка, осложненная более мелкими; в складчатых поясах, активных окраинах континентов.

СИНХРОННАЯ ОСТАТОЧНАЯ НАМАГНИЧЕННОСТЬ – компонента первичной остаточной намагниченности, возраст которой точно соответствует возрасту пород – это термическая или седиментационная остаточная намагниченность. Выделение и обоснование синхронной остаточной намагниченности необходимо при изучении тонкой структуры геомагнитного поля, особенно палеовековых вариаций. См. первичная остаточная намагниченность, естественная остаточная намагниченность.

СКАРНЫ – метасоматические породы, развитые в зоне контактов карбонатных пород с силикатными, чаще с интрузивными, еще чаще с гранитоидами. Сложены скарны высокотемпературными Ca-Mg-Fe силикатами, нередки скопления магнетита, пирротина (чаще немагнитного гексагонального). Диапазон температур скарнообразования от 1000 до 450°С, по глубине – от 30-40 до 1-3 км. По происхождению выделяются скарны: а) метасоматические и автометасоматические, б) реакционные, контактово-реакционные (в том числе диффузионные, инфильтрационные).

СКАЧКИ БАРКГАУЗЕНА – скачкообразное изменение намагниченности магнитных материалов при непрерывном изменении внешних условий, например, магнитного поля; из-за скачков Баркгаузена кривая нормального намагничивания не является плавной, а состоит из малых прямоугольных участков. Скачки Баркгаузена подтверждают реальность существования доменов.

СКЕЛЕТНЫЕ КРИСТАЛЛЫ – разнообразные формы недоразвитых кристаллов, образованию которых способствует большая вязкость среды, кристаллизация в тонких слоях на поверхности постороннего тела при высыхании растворов или на поверхности остывающего расплава.

СКЛАДКИ НАГНЕТАНИЯ – образуются при горизонтальном движении масс в слоях или пачках высокой пластичности. Мелкие складки подобного происхождения называются складками волочения.

СКЛАДЧАТЫЕ ОБЛАСТИ, СКЛАДЧАТЫЕ ПОЯСА – зоны интенсивных деформаций обширных деформаций большой протяженности. Согласно концепции тектоники плит – это области сжатия, результат столкновения континентальных плит. Так, например, образование Альпийско-Гималайского пояса – результат столкновения Африки и Индии с Евразией. Магнитотектонические исследования в складчатых областях позволяют детализировать сложные горизонтальные движения отдельных блоков, их связь с движениями соседних крупных плит, оценивать природу дуговых структур, определять сокращение земной коры при смятии, как, например, в приведенном случае оценено сокращение коры в районе Тибета на ~2000км. Для полноценного анализа необходимо вести магнитотектоническое картирование.

СКОРОДИТ – Fe³⁺[AsO₄]^.H₂O; вторичный минерал зоны окисления, часто по арсенопириту.

СКОРОСТЬ ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ – частное деления мощности осадков на продолжительность их накопления. Эта величина приблизительная (обычно заниженная), т.к. не учитывает уплотнение осадков, перерывы между слоями, скрытые перерывы, погрешности геохронологических датировок. Наибольшая скорость накопления современных отложений горных подножий – до нескольких метров в год, минимальная – в абиссальных частях океанских котловин – до 1-2 мм/1000 лет.

СЛАБЫЙ ФЕРРОМАГНЕТИК – см. магнитное упорядочение.

СЛАВИКИТ – MgFe₂(OH)₃(SO₄)₄^.18H₂O; минерал зоны окисления и коры выветривания, продукт окисления пирита.

СЛАНЦЕВАТОСТЬ – разновидность кливажа.

СЛАНЦЫ – метаморфические породы зеленокаменной ступени метаморфизма. Породы мелкозернистые, сланцеватые, содержат хлорит, серицит, кварц, тальк, амфибол и др.

СМАЙТИТ – (Fe,Ni)₉S₁₁, гексагональный, псевдоромбический, а=0,347нм, с=3,44нм. Содержание Ni до 7,5%. Термически устойчив ниже 75С, кристаллизуется в жеодах, в осадках, образует пластинки распада в моноклинном пирротине. Ферримагнетик.

СОВРЕМЕННЫЕ (ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ) КООРДИНАТЫ – в палеомагнитологии, географические координаты палеомагнитного полюса, палеомагнитного направления, района, образца и т.д. без учета элементов залегания пород.

СОЛИДУС – линия (поверхность) на Р-Т диаграмме появления первых признаков плавления вещества (нижняя граница жидкая-твердая фаза).

СОЛИФЛЮКЦИЯ – медленное передвижение протаивающих почв и дисперсных насыщенных водой осадков на пологих склонах под влиянием попеременного промерзания и протаивания почв и осадков, действия силы тяжести, пучения и усадки и др.

СОЛЬВУС – линия (поверхность) на диаграмме фазового равновесия, отделяющая область устойчивого состояния твердого раствора от области его распада.

СПЕКТР ПАЛЕОВЕКОВЫХ ВАРИАЦИЙ ГЕОМАГНИТНОГО ПОЛЯ дискретен и неустойчив во времени. См. вековые вариации геомагнитного поля, палеовековые вариации геомагнитного поля.

СПИЛИТ – альбитизированный диабаз (подводные измененные лавы).

СПИНОДАЛЬНЫЙ РАСПАД ТВЕРДОГО РАСТВОРА – тонкий распад твердого раствора на фазы одной сингонии без стадии образования зародышей. Размер ячеек такого распада порядка десятка нм. См. гетерофазное изменение твердого раствора.

СПОНТАННАЯ НАМАГНИЧЕННОСТЬ – самопроизвольная намагниченность.

СПРЕДИНГ – раздвижение дна океана. Мобилистская концепция, предложенная по геологическим и геохронологическим данным и количественно подтвержденная и далее развитая по независимым магнитным и палеомагнитным данным. Концепция спрединга – существенная составная часть тектоники плит. Суть ее в том, что в стороны от рифтовых зон происходит раздвижение плит. При этом в образовавшиеся трещины поступает выплавленная из мантии базальтовая магма, из которой формируется и разрастается в стороны от рифта океанская земная кора, образуется срединный океанский хребет и дно нового океана. Соответственно, с удалением от оси спрединга закономерно возрастает возраст океанской коры, что подтверждается данными бурения.

См. гипотеза Вайна и Мэтьюза, океанская земная кора, тектоника плит и др.

СРЕДИННЫЙ ОКЕАНСКИЙ ХРЕБЕТ – крупнейшая геоморфологическая структура дна Мирового океана. Генетически – это результат спрединга – раздвижения дна океана. Ось срединного хребта – рифтовая зона – граница двух образующихся литосферных плит. Примеры срединных хребтов: Срединный Атлантический, Восточно-Тихоокеанское Поднятие. Срединные хребты «маркируются» мелкофокусными землетрясениями и интенсивными линейными магнитными аномалиями. Последние связаны с молодыми высокомагнитными базальтами. С удалением от оси срединного хребта (со временем) магнитные минералы в базальтах заметно изменяются (однофазное окисление), частично уничтожаются, в результате намагниченность базальтов падает, соответственно, падает и интенсивность магнитных аномалий. См. спрединг, океанская земная кора и др.

СРЕДНЯЯ ПОРОДА – магматическая порода, занимающая промежуточное положение между кислыми и основными породами. Это диориты, андезиты и др.

СТАБИЛЬНОСТЬ ОСТАТОЧНОЙ НАМАГНИЧЕННОСТИ – устойчивость величины и направления остаточной намагниченности к внешним воздействиям, как магнитное поле, температура, удары и др. Из различных мер стабильности наиболее распространена мера уменьшения величины остаточной намагниченности в ходе магнитной чистки, а именно, воздействия температуры и/или переменного магнитного поля. Различие стабильности разных видов остаточной намагниченности по отношению к размагничивающему воздействию разных факторов (чистки) лежит в основе разделения компонент естественной остаточной намагниченности и выяснения условий их возникновения. Стабильность остаточной намагниченности – важный фактор, косвенно говорящий о возможной сохранности древних компонент естественной остаточной намагниченности. См. палеомагнитная надежность, магнитная жесткость, температурная чистка, чистка переменным магнитным полем и др.

СТАВРОЛИТ – типичный железосодержащий минерал (силикат) средних ступеней регионального метаморфизма глинистых пород.

СТАТИСТИКА ФИШЕРА – статистический метод обработки данных измерений векторов, разработанный Р.Фишером. Широко применяется при обработке палеомагнитных данных. Проверка соответствия реальных распределений естественной остаточной намагниченности J_n и ее компонент распределению Фишера помогает оценить однокомпонентность совокупности векторов, эффективность чисток; при анализе временных последовательностей помогает выявить наличие регулярной составляющей J_n , что необходимо для диагностики синхронной намагниченности.

См. распределение Фишера, двухъярусный статистический анализ и др.

СТЕПЕНЬ ОДНОФАЗНОГО ОКИСЛЕНИЯ ТИТАНОМАГНЕТИТА (Z) – относительная доля катионов Fe²⁺ в стехиометрическом исходном титаномагнетите, перешедших при однофазном окислении в Fe³⁺ . Z изменяется от нуля до единицы.

См. однофазное окисление титаномагнетитов, диаграмма Ридмана-О’Рэйли.

СТЕРЕОГРАФИЧЕСКАЯ ПРОЕКЦИЯ (СТЕРЕОГРАММА) – проекция сферы на плоскость, используется для наглядного представления результатов палеомагнитных измерений, их анализа, графической обработки.

СТИЛЬПНОМЕЛАН – железосодержащий минерал (силикат) слабометаморфизованных сланцев, часто в железистых кварцитах; замещает в гранитах и гнейсах хлорит, биотит, амфибол.

СТРАТИГРАФИЧЕСКАЯ ШКАЛА – относительная временная шкала, построенная на базе эволюции органического мира Земли. См. геохронология.

СТРАТИГРАФИЯ – раздел исторической геологии, включающий вопросы исторической последовательности, первичных взаимоотношений и географического распространения осадочных и вулканогенных образований, отражающих этапы развития Земли и ее органического мира.

СТРАТОТИП – опорный конкретный разрез отложений в одном или нескольких близко расположенных обнажений какой-либо стратиграфической единицы (яруса, горизонта, свиты и т.п.). Отличается наибольшей в регионе полнотой (непрерывность, мощность, обоснование возраста и т.п.).

СТРЕСС – направленное давление в литосфере, под действием которого происходят деформации, метаморфизм.

СТРУКТУРНО-ЧУВСТВИТЕЛЬНЫЕ МАГНИТНЫЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ – часто употребляемый нестрогий термин, объединяющий магнитные свойства природных материалов, неоднозначно характеризующие размер магнитных зерен, их структуры, внутренние дефекты и т.п. Это – любые характеристики магнитной жесткости.

СУБАЭРАЛЬНЫЙ – наземный, образовавшийся на воздухе (дословно – «под воздухом).

СУБДУКЦИЯ – согласно концепции тектоники плит процесс пододвигания, погружения одной литосферной плиты (обычно океанической) под другую, в мантию, вдоль деструктивных границ плит. В океанах над зонами субдукции образуются глубокие желоба. Зоны субдукции сопровождаются глубинными сейсмофокальными зонами (зоны Беньофа), уходящими наклонно от океана под континент на глубину до 650км. С зонами субдукции генетически связаны вулканические островные дуги и внутриконтинентальные пояса (происходит плавление погружающейся плиты и подъем на поверхность такой выплавки).

СУБЗОНА ГЕОМАГНИТНОЙ ПОЛЯРНОСТИ – единица магнитостратиграфической шкалы. См. шкала геомагнитной полярности.

СУБХРОН ГЕОМАГНИТНОЙ ПОЛЯРНОСТИ – единица магнитохронологической шкалы. См. шкала геомагнитной полярности.

СУЛУНИТ – минерал, разновидность хлорита, содержащая Fe²⁺. Аутигенный минерал, широко распространенный в виде налетов на растительных остатках в глинистых породах.

СУЛЬФИДЫ – минералы, соединения с серой. Широко распространены сульфиды железа – пирит, пирротин, грейгит и др.

СУПЕРЗОНА ГЕОМАГНИТНОЙ ПОЛЯРНОСТИ – единица магнитостратиграфической шкалы. См. шкала геомагнитной полярности.

СУПЕРПАРАМАГНЕТИЗМ – состояние мелких однодоменных магнитных зерен, размер которых настолько мал, что время релаксации их магнитного момента меньше времени измерения намагниченности. Такие частицы ведут себя в магнитном отношении подобно парамагнитным, но намагниченность при этом может быть гораздо больше, чем у парамагнетиков. С ростом температуры предельный размер частиц, ведущих себя как суперпарамагнитные, повышается. Временная область суперпарамагнетизма (и соответственно область размера частиц) строго не определена и зависит от задач и методов исследования. См. магнитное упорядочение, домены.

СУПЕРХРОН ГЕОМАГНИТНОЙ ПОЛЯРНОСТИ – единица магнитостратиграфической шкалы. См. шкала геомагнитной полярности.

СФЕН – минерал, CaTiSiO₅, моноклинный. Обычный акцессорный минерал изверженных и метаморфических пород. Нередко – продукт вторичного замещения ильменита, титаномагнетита.

назад

Т

назад

ТАКЫР – дно периодически пересыхающего озера.

ТАЛНАХИТ – Cu₁₈(Fe,Ni)₁₆S₃₂; минерал сульфидных медно-никелевых руд, часто в сростках с халькопиритом, встречается совместно с пентландитом, магнетитом и др.

ТАЛЬВЕГ – дно долины реки, линия, соединяющая самые глубокие части русла реки.

ТАЛЬК – минерал, Mg₃[(OH)₂Si₄O₁₀], слоистый силикат, часто продукт гидротермального изменения ультраосновных пород.

ТВЕРДОСТЬ – характеристика материала, отражающая его прочность и пластичность; наиболее часто определяется как сопротивление механическому вдавливанию более прочного тела.

Минерал	Твердость по шкале Мооса	Кг/мм^2
тальк	1	2-3
гипс	2	36-75
кальцит	3	103-148
флюорит	4	170-198
апатит	5	514-555
ортоклаз	6	764-824
кварц	7	1023-1236
топаз	8	1415-1468
корунд	9	2060
алмаз	10	10060

ТВЕРДЫЕ РАСТВОРЫ – твердые фазы сплавов, минералов, в которых соотношение концентраций компонентов может изменяться без нарушения однородности (изоморфизм). Существуют три основных типа твердых растворов: замещения, внедрения и вычитания: 1) атомы растворенных компонентов замещают атомы растворителя; 2) атомы растворенного компонента располагаются в междуатомных промежутках решетки растворителя; 3) при растворении компонента А в соединении А_mB_n часть узлов решетки, принадлежащих компоненту В, становится вакантной. См. диаграммы состояния, гетерофазное изменение твердых растворов.

ТЕКСТУРА – преимущественная ориентация кристаллов или молекул в кристаллической или аморфной среде. Возникновение текстуры зависит от разных факторов, которые в свою очередь влияют на тип текстуры. Текстуры могут быть осевыми (линейными) с предпочтительной ориентировкой элементов текстуры относительно одного направления (течение воды, расплава и т.п.); плоскими, с ориентировкой относительно плоскости (уплотнение осадка и т.п.); полными при наличии и плоскости ориентировки и линейного направления в ней (характерно для кристаллизации и перекристаллизации пород под воздействием направленных давлений – стресса). См. магнитная анизотропия.

ТЕКСТУРА ГОРНЫХ ПОРОД – особенности строения горных пород, обусловленные ориентировкой и относительным расположением и распределением составных частей горной породы. Выделяются первичные текстуры пород (кристаллизация магм, слоистость осадков и т.п.) и вторичные, возникающие при дальнейшем изменении пород (диагенез, метаморфизм и т.п.). В английской и американской литературе термины «текстура» и «структура» употребляются в противоположном смысле по сравнению с российской литературой.

ТЕКСТУРНАЯ АНИЗОТРОПИЯ – см. анизотропия.

ТЕКТОНИКА – см. геотектоника.

ТЕКТОНИКА ПЛИТ – современная геотектоническая (геодинамическая) теория, согласно которой структура и история развития литосферы Земли определяется движением литосферных плит. Литосфера Земли разбита на плиты, контуры современных плит отмечаются сейсмическими поясами; вдоль одних границ (конструктивных) плиты расходятся, и там наращивается океанская кора, вдоль других границ (деструктивных) плиты сближаются, пододвигаясь одна под другую и поглощаясь в мантии. Движения плит на сфере поддаются количественному расчету с оценкой полюсов вращения и угловой скорости вращения, в результате чего в геологию впервые введены мера, число. Это оказалось возможным, в первую очередь, благодаря палеомагнитным (магнитотектоническим) данным. Введение числа позволяет в принципе прогнозировать тектонические движения для любого интервала истории развития земной коры, как прошлом, так и в будущем. Тектоника плит широко базируется на геолого-геофизических, геохимических данных; она объединила такие геологические концепции как рифтогенез, дрейф континентов, происхождение океанов, развитие складчатых поясов. См. геодинамика, магнитотектоника, спрединг, гипотеза Вайна и Мэтьюза, субдукция и др.

ТЕКТОНИЧЕСКИЙ КОНТАКТ – соприкосновение горных пород по поверхности разрывного нарушения. Выделения такого рода контактов при палеомагнитных исследованиях, особенно при магнитостратиграфических, важны как для решения прямой, так и обратной задачи (обнаружение таких контактов по палеомагнитным данным).

См. палеомагнитное картирование, магнитотектоника.

ТЕКТОНОМАГНЕТИЗМ – изменение намагниченности горных пород земной коры и, соответственно, локальные изменения геомагнитного поля во времени, вызванные изменениями напряжений в земной коре. Отмечается корреляция тектономагнетизма с землетрясениями, соответственно тектономагнитный эффект изучается как один из возможных предвестников землетрясений. См. пъезомагнетизм.

ТЕМНОЦВЕТНЫЕ МИНЕРАЛЫ – см. цветные минералы.

*ТЕМПЕРАТУРНАЯ ЧИСТКА (Т-чистка) – наиболее распространенный и наиболее эффективный способ разделения компонент J_n по температурам их деблокирования и устойчивости к нагреву. Группа образцов последовательно нагревается до разных температур в немагнитной печи, помещенной в нулевое магнитное поле (экран или кольца Гельмгольца), после каждого нагрева образцы охлаждаются в нулевом поле и измеряются. Этот вид магнитной чистки получил название ступенчатой. В палеомагнитологии применяется и другой тип Т-чистки – непрерывной, когда измерения ведутся непосредственно в процессе нагрева образца на термомагнитометрах с совмещенными нагревательным и измерительным блоками. Термомагнитометры менее чувствительны и, кроме того, при непрерывном терморазмагничивании определение диапазона блокирующих температур для многодоменных и псевдооднодоменных частиц имеет определенные трудности из-за несоблюдения закона аддитивности, поэтому непрерывная Т-чистка чаще используется в качестве рекогносцировочной. На ее основе определяются шаги ступенчатой Т-чистки, выделяются наиболее важные интервалы, требующие сгущения шагов, обычно для надежного выделения основных компонент J_n достаточно примерно 10-15 шагов Т-чистки между комнатной температурой и максимальной точкой Кюри магнитных минералов коллекции. Чтобы не ошибиться (при отсутствии термомагнитометра), лучше увеличить число шагов Т-чистки. Для «чтения» непрерывной записи геомагнитного поля в процессе остывания магматических тел требуется минимально возможный шаг Т-чистки, который допускают печка и терморегулятор, сегодня это интервал 2-3°.

Главный недостаток Т-чистки по сравнению, например, с Н-чисткой: изменение имеющихся и/или образование новых магнитных минералов в процессе нагрева образцов. Для экспресс-контроля параллельно с измерениями остаточной намагниченности после каждого нагрева измеряется восприимчивость, для более строгого контроля – трудоемкие термомагнитные и другие исследования.

*ТЕРМИЧЕСКАЯ ОСТАТОЧНАЯ (ТЕРМООСТАТОЧНАЯ) НАМАГНИЧЕННОСТЬ (Jrt, TRM) – остаточная намагниченность, созданная при остывании магнитного материала от его точки Кюри до некоторой температуры в постоянном магнитном поле. J_rt в малых полях прямо пропорциональна величине напряженности постоянного поля ее создания, зависит от начальной и конечной температур, в интервале которых создавалась J_rt. Если начальная температура создания не ниже точки Кюри, а конечная равна 0 К, то это полное термонамагничивание, соответственно образуется полная термоостаточная намагниченность. В петромагнитной и палеомагнитной практике (и в природе) обычно создается J_rt до температуры, близкой комнатной и ее называют полной. Однозначного универсального диагностического признака J_rt пока не существует. Наиболее распространен признак, необходимый, но не достаточный – сходство зависимостей J_n(T) и созданной на том же образце в лаборатории J_rt(T). Признак недостаточен, т. к. с J_rt(T) может быть сходно поведение и кристаллизационной, и химической остаточных намагниченностей. Примеры других признаков: а) сравнение поведения в переменном магнитном поле J_n и J_rt c J_rs, созданной на том же исходном образце и после его нагрева при создании J_rt; б) сравнение J_n/J_ri c J_rt/J_ri (среднее отношение J_rt/J_ri, созданных в одном постоянном магнитном поле, равно 2,8, в случае преобладания многодоменных зерен и заметно взаимодействующих однодоменных); резкое занижение по сравнению с ожидаемым отношения J_n/J_ri стабильной компоненты после Т-чистки – J_nt/J_rit в случае изверженных или обожженных пород может означать, что J_n или J_nt не является полной термической; в) безнагревный тест природы J_n как возможной J_rt – по коэрцитивным спектрам (N_t-тест Шолпо-Лузяниной): N_t0,25 означает, что исследуемая остаточная намагниченность является J_rt.

В случае однодоменных зерен J_rt имеет термоактивационную природу, из чего вытекает справедливость законов Телье о независимости и аддитивности парциальных термонамагниченностей. Для многодоменных зерен закон независимости нарушается, так как намагничивание идет путем смещения границ доменов. Взаимодействие зерен начинает сказываться с содержания магнитных минералов выше 1%. На соблюдении закона аддитивности парциальных термонамагниченностей в случае однодоменных зерен и его нарушении в случае многодоменных зерен построен термомагнитный тест Большакова-Щербаковой доменной структуры магнитных зерен в образце.

см. остаточная намагниченность, диаграмма Араи-Нагаты и др.

ТЕРМОВЯЗКАЯ НАМАГНИЧЕННОСТЬ – образуется при действии постоянного магнитного поля с течением времени и одновременном увеличении температуры.

ТЕРМОДИНАМИЧЕСКОЕ РАВНОВЕСИЕ – состояние системы, в которой ее макроскопические параметры не меняются со временем. В таком состоянии системы отсутствуют процессы, сопровождающиеся рассеянием энергии, например, потоки тепла или химические реакции. С микроскопической точки зрения термодинамическое равновесие представляет собой состояние динамического или подвижного равновесия, так что равновесные значения термодинамических параметров – это статистические средние величины (флуктуации малы по сравнению со средними). Термодинамическое равновесие обладает свойством устойчивости, т.е. система, помещенная в неизменные внешние условия, самопроизвольно не может выйти из состояния равновесия. Отсутствие движений в равновесной системе говорит о постоянстве (равенстве) во всех ее частях давления и температуры.

ТЕРМОДИФФУЗИЯ – диффузия, обусловленная градиентом температуры в среде. Термодиффузия нарушает однородность системы: концентрация компонентов в областях с повышенной и пониженной температурами становится различной.

*ТЕРМОМАГНИТНЫЕ ИССЛЕДОВАНИЯ – исследования магнитных свойств вещества в зависимости от термического воздействия. Наиболее распространены, помимо термомагнитного анализа, следующие варианты термомагнитных исследований: 1) изучение поведения намагниченности насыщения, коэрцитивной силы, остаточной коэрцитивной силы, восприимчивости и др. после последовательных ступенчатых нагревов и охлаждений до 20С, т.е. характера изменений магнитных минералов в результате нагревов; 2) термообработка образцов при температурах, близких солидусу пород (около 1000С), в нейтральной среде или вакууме с целью регомогенизации первичных магнитных минералов, последующий термомагнитный анализ и измерение других магнитных свойств для получения их магнитных характеристик. Согласно диаграммам состояния твердых растворов в области их стабильного однофазного существования распавшиеся твердые растворы должны гомогенизироваться (например, титаномагнетит выше 550С). При гетерофазном окислении температура распада не зависит от диаграммы состояния твердого раствора, а определяется лишь неравновесной летучестью кислорода при данной температуре. Соответственно гомогенизация таких распавшихся твердых растворов будет происходить при температуре не ниже температуры гетерофазного окисления. Это позволяет восстанавливать состав первичного твердого раствора путем его гомогенизации, а также оценивать температуру распада. Если твердые растворы – магнитные минералы, то после их регомогенизации по данным термомагнитного анализа и изучения коэрцитивных спектров можно оценить степень гомогенности магнитных минералов в породе, а по точке Кюри определить состав. Для контроля необходимо оценить состав зерен и другим независимым методом. Гомогенизация как способ восстановления состава первичного твердого раствора может не быть эффективной из-за, во-первых, изменений пород, сопровождающихся привносом-выносом материала зерна, во-вторых, изменений магнитных минералов в процессе лабораторной термообработки, в-третьих, несоответствия режима гомогенизации режиму кристаллизации первичного твердого раствора. Нужен оптимальный режим лабораторной обработки – достаточно высокая температура (но не плавление!), чтобы термообработка была короткой, тогда несоответствие режимов доводится до минимума.

Совокупность термомагнитных исследований в сочетании с электронной микроскопией, микрозондированием и другими методами исследований вещества позволяет надежно диагностировать магнитные минералы, восстанавливать состав и другие особенности первичных магнитных минералов, оценивать условия их образования.

На базе термомагнитных исследований создана серия магнитных геотермометров, т.е. способов оценки температуры кристаллизации, перекристаллизации магнитных минералов или температуры приобретения ими остаточной намагниченности. Все они в основном используются как предельные: оценивается температура образования выше или ниже точки Кюри присутствующих в породе магнитных минералов.

*ТЕРМОМАГНИТНЫЙ АНАЛИЗ – исследование температурной зависимости намагниченности, остаточной намагниченности, восприимчивости, определение точек Кюри, температур фазовых переходов и других изменений магнитных минералов в ходе нагрева. Данные термомагнитного анализа важны для диагностики минералов непосредственно в породе. Для наиболее распространенных в природе магнитных минералов – титаномагнетитов, пирротина характерны Q и Р-типы зависимости J_s(T) Нееля. Парамагнетики имеют гиперболическую (H) форму J_s(T). Главное достоинство термомагнитного анализа по сравнению с другими методами исследования вещества – очень высокая чувствительность (достаточно присутствия в породе менее 0,01% магнетита и т.п. минералов).

ТЕРМОМАГНИТНЫЙ ТЕСТ БОЛЬШАКОВА-ЩЕРБАКОВОЙ – тест доменной структуры магнитных зерен в образце. Тест построен на соблюдении закона аддитивности парциальных термонамагниченностей в случае однодоменных зерен и его нарушении в случае многодоменных зерен. При охлаждении образца от температуры выше точки Кюри до некоторой температуры Т_а без магнитного поля, а ниже Т_а в постоянном поле, создается парциальная термоостаточная намагниченность J_rpt. В случае однодоменных зерен такой образец при нагреве в нулевом магнитном поле размагнитится при температуре Т_а, в случае псевдооднодоменных зерен температура размагничивания выше Т_а, в случае многодоменных зерен J(T) не зависит от Т_а и заканчивается в точке Кюри образца. Тест имеет два недостатка: 1) при нагреве возможны минералогические изменения материала, 2) анализируется не весь спектр магнитных зерен образца, а лишь те, на которых создается J_rpt.

ТЕРМОНАМАГНИЧИВАНИЕ – намагничивание магнитного материала за счет уменьшения температуры от его точки Кюри до некоторой температуры при действии постоянного магнитного поля. См. термическая остаточная намагниченность.

ТЕРРАСА – выровненная действием воды площадка на склоне в сочетании с поднятием участка, климатическими колебаниями и эвстатическими перемещениями уровня бассейна (реки, озера, моря).

ТЕСТ ГАЛЕК ГРЭХЕМА – способ оценки палеомагнитной стабильности по степени хаотичности распределений векторов естественной остаточной намагниченности и ее компонент в обломках (гальках) из конгломератов, брекчий, туфов и т.п. пород. Для применения теста галек Грэхема выбираются обломки (гальки) пород, переотложенные в конгломератах и других обломочных породах, аналогичных изучаемому объекту, по 20-30 галек для каждого типа породы. Чем ближе по времени и месту переотложения конгломераты и находящиеся в них обломки (гальки), тем надежнее тест галек. В случае внутриформационных галечников или брекчий тест галек может стать прямым методом обоснования первичной остаточной намагниченности. При наличии в J_n нехаотической (вторичной) компоненты можно выяснить вид и режим чистки для выделения такой компоненты. По среднему направлению нехаотичной компоненты J_n можно судить о времени перемагничивания галек. Таких нехаотичных компонент J_n в ходе чистки может быть выделено несколько, при этом они могут по разному проявляться в разных группах пород и по отношению к складчатости, и характеризовать процессы, приведшие к изменениям пород, образующих конгломераты, и их время. Применяя тест галек Грэхема к разным типам пород, можно выбрать наиболее надежные из них для решения поставленной задачи и рациональный комплекс их чистки.

С помощью теста галек Грэхема можно решать и ряд обратных задач, например, определять температурные условия отложения туфобрекчий (температура перехода от упорядоченных направлений J_n обломков к хаотичному в ходе Т-чистки, прогрев ксенолитов в лавах и др.).

Обычно, согласно статистике Фишера, распределение принимается хаотичным, если K<3. Строже и достовернее степень концентрации при малых К устанавливается с помощью параметрического критерия равномерности Релея. С.В. Шипунов [1993] предложил более строгую процедуру выполнения теста галек, основанную на принятии или отклонении ряда гипотез (идентичность состава галек изучаемым породам, выполнение критерия равномерности Релея на сфере для палеомагнитных направлений и для осей галек, изометричность галек и т.д.).

*ТЕСТ ДЛИННЫХ ЧАСТИЦ ПЕЧЕРСКОГО – тест оценки палеомагнитной стабильности, природы естественной остаточной намагниченности и непосредственное измерение палеомагнитного склонения по моде ориентировки длинных осей удлиненных обломочных зерен магнитных минералов в плоскости слоя терригенной осадочной породы. Для этого теста изготавливаются ориентированные прозрачно-полированные шлифы, параллельные плоскости слоя осадка. В отраженном свете диагностируются зерна, в проходящем свете измеряется ориентировка удлиненных зерен. Для надежного определения моды необходимо измерить ориентировку длинных осей нескольких сотен зерен в одном срезе. Экспериментально показано, что ориентируются во внешнем магнитном поле, близком к земному, зерна магнетита размером менее 40мкм, удлинение которых не менее 1,5. Для исключения направленных ориентировок удлиненных зерен, не связанных с действием геомагнитного поля, следует измерять в том же шлифе ориентировку крупных зерен заведомо немагнитных минералов, моды которых не могут быть связаны с действием геомагнитного поля, выравнивание длинных осей таких зерен связано с течениями, деформациями и т.п.

ТЕСТ НЕСОГЛАСИЯ – анализ поведения магнитозон прямой и обратной полярностей по латерали в разрезах с установленными стратиграфическими несогласиями: резкий "обрыв" магнитозон у поверхности несогласия, cвидетельствует о том, что возраст компоненты J_n древнее несогласия и, наоборот, продолжение магнитозон "сквозь" несогласие свидетельствует о вторичной природе остаточной намагниченности.

*ТЕСТ Nt ШОЛПО-ЛУЗЯНИНОЙ – тест оценки термической природы остаточной намагниченности по коэрцитивным спектрам намагничивания из естественного (ЕС) и нулевого (НС) состояния образца. N_t= H_x/H_o, где Н_х – расстояние между прямолинейными участками коэрцитивных спектров или касательных к ним из ЕС и НС; Н_о – максимальное постоянное поле прямолинейного участка НС (область Рэлея). Эмпирически установлен признак полной термоостаточной намагниченности: N_t0,25. Подбором коэрцитивных спектров остаточной намагниченности, созданной при известной температуре, до совпадения со спектром ЕС можно примерно оценить температуру намагничивания материала. Тест N_t не имеет обратной силы, т.е. если N_t<0,2, это не значит, что J_n не термического происхождения. Такое возможно в случае J_rt ансамбля невзаимодействующих или слабо взаимодействующих однодоменных зерен. Практика показывает, что естественные магнитные состояния горных пород часто оказываются более сложными, чем "простое" теоретическое состояние, соответственно коэрцитивные спектры ЕС и НС нередко имеют "неправильную" форму. Причины различны, прежде всего, это искажение первичного термогенетического состояния со временем, ведущее к большей стабилизации магнитного состояния. В результате ЕС искажается и приближается к наиболее стабильному состоянию – НС, что ведет к уменьшению величины N_t. Другие причины искажения: например, наложенные давления, деформации, окисление зерен, ведущие к росту напряженного их состояния. Показано, что давление на абсолютное нулевое состояние оказывает обратное температуре действие, уменьшая степень его метастабильности, начиная с мягкой части коэрцитивного спектра. Следовательно, в ряде случаев возможно небольшими нагревами (заведомо ниже точки Кюри материала) восстановить исходное термогенетическое состояние, если оно искажено давлением или иной причиной роста напряжений, в частности, маггемитизацией титаномагнетита и магнетита: у образцов долеритов, диабазов, содержащих маггемитизированный магнетит, продукт высокотемпературного гетерофазного окисления первичного титаномагнетита, в исходном состоянии N_t<0,1, после нагрева до 200-400С N_t>0,25; у образцов, содержащих заведомо вторичный низкотемпературный магнетит N_t<0,22 и в исходном состоянии, и после нагрева до 400-500С. Наиболее громоздкое, но и наиболее полное представление магнитного состояния материала – на диаграмме Прейзаха-Нееля.

ТЕСТ ОБЖИГА – способ оценки палеомагнитной надежности, заключающийся в совпадении направлений Jn или стабильной ее компоненты магматической породы и обожженной ею в экзоконтакте вмещающей породы и отличие от направления J_n или стабильной компоненты вмещающей породы вдали от зоны обжига. Такая ситуация однозначно свидетельствует о том, что палеомагнитное направление обожженной и обжигающей пород относится ко времени обжига и для магматической породы является первичным. Обожженные породы из экзоконтактов лав и других близповерхностных магматических тел – наилучший объект для определения направлений первичной остаточной намагниченности и оценки величины палеонапряженности, особенно нагревными методами (методом Телье и т.п.). Обожженные осадочные породы по сравнению с необожженными аналогами обладают повышенной естественной остаточной намагниченностью и магнитной восприимчивостью, измерения последней непосредственно в обнажениях позволяют оценить относительную степень обжига и мощность зоны обжига. В случае обжига магнетитсодержащих пород в высокоокислительных условиях их намагниченность может падать в связи с переходом магнетита в гематит.

ТЕСТ (МЕТОД) ОБРАЩЕНИЯ ИРВИНГА-КРИЕРА – способ выделения и оценки направления древней компоненты J_n по прямо и обратно намагниченным одновозрастным породам одного объекта. Первичная остаточная намагниченность таких пород должна отличаться на 180. Если принять, что вторичные компоненты в равной мере участвуют в J_n прямой и обратной полярности, то поворот на 180одной из намагниченностей по отношению к другой, т.е. смена знака наклонения на обратный и прибавление к склонению 180, сложение после этого их нормированных векторов, приведет к уничтожению вторичной компоненты, а направление суммарного вектора и есть направление древней компоненты J_n, возможно близкой к первичной. Предпринята попытка количественной оценки этого теста, что использовано в Мировой базе палеомагнитных данных [McElhinny, Lock, 1990].

ТЕСТ ПЕРЕОСАЖДЕНИЯ ХРАМОВА – способ проверки природы J_n терригенных осадков или осадочных пород, пригодных для переосаждения; способ оценки величины палеонапряженности геомагнитного поля. Тест приблизительный, так как переосаждение в лаборатории является довольно грубой моделью образования осадка в естественных условиях.

ТЕСТ ПЛОСКОСТЕЙ (КРУГОВ) ПЕРЕМАГНИЧИВАНИЯ ХРАМОВА – способ оценки палеомагнитной стабильности и определения направления древней доскладчатой компоненты J_n. Для применения теста необходимо знать направления возможного перемагничивания и J_n образцов из синхронных отложений с разными элементами залегания. Строятся плоскости перемагничивания (их следы на поверхности сферы – круги перемагничивания), в которых расположены векторы полной J_n и вторичной послескладчатой компоненты. Такие плоскости (круги на сфере) для толщ с разным залеганием пересекутся в точке положения доскладчатой компоненты. Ныне применяется более эффективная модификация этого теста – метод пересечения кругов перемагничивания в ходе чистки [Halls, 1976; 1978]. Последний, в принципе, аналогичен первому, но не требует знания направления поля возможного перемагничивания, круги проводятся по результатам ступенчатой чистки единичных образцов, а не только по средним направлениям, что резко увеличивает статистическую надежность результата.

ТЕСТ СКЛАДКИ ГРЭХЕМА – способ оценки палеомагнитной стабильности и оценки времени приобретения J_n или ее компонент, выделенных чистками, относительно времени смятия изучаемых пород в складки. В случае доскладчатого образования J_n векторы последней в разных частях складки располагаются одинаково относительно слоистости; в случае, если J_n образовалась после складчатости, векторы ее располагаются параллельно друг другу независимо от элементов залегания пород в разных частях складки. Промежуточные варианты (синскладчатая намагниченность) имеют промежуточную картину. Качественно соотношение до- и послескладчатой компонент J_n видно по соотношению кучностей векторов в современных координатах К_с (т.е. без введения поправки за залегание) и в древних координатах К_а (после "выпрямления" складки до горизонтального залегания слоев). Если залегание пород различно, то соотношение К_а>К_с свидетельствует о возможном заметном вкладе в J_n доскладчатой компоненты, а К_а<К_с – о преобладании послескладчатой компоненты. В последнее время тест складки усовершенствован, главное – в него введена количественная мера [McFadden, 1990]. Так, например, предложено в процессе "выравнивания" складки определять максимальную кучность и таким образом идентифицировать компоненты, приобретенные в процессе складчатости [McLelland-Brown, 1983]. М.Л. Баженов и С.В. Шипунов [1988, 1993] используют в комплексе корреляционный метод (поиск корреляционных связей между палеомагнитными направлениями и нормалями к пластам в процессе выравнивания), отношение кучностей и равенство средних. По мнению авторов, наибольшей чувствительностью к обнаружению второй компоненты обладает корреляционный тест.

Учитывая высокую эффективность теста складки, при любых палеомагнитных исследованиях следует подбирать объекты с разными элементами залегания. Ценность теста складки резко возрастает, если известен возраст дислокаций. Возможно решение обратной задачи – оценка возраста складчатости – если удается надежно выделить до-, син- и послескладчатую компоненты J_n.

ТЕСТ СМЕЩЕНИЯ – см. метод смещения Храмова.

ТЕСТ СТРУКТУРНО-ТЕКТОНИЧЕСКИЙ – анализ корреляционных связей между ориентацией структурно-геологических характеристик магматических тел (элементы залегания плоскости контактов даек, силлов) с одной стороны, и палеомагнитными направлениями, с другой, в современной и древней системах координат.

ТЕСТ (МЕТОД) ХОФФМАНА-ДЕЯ – метод выделения компонент Jn, имеющих заметно перекрывающиеся коэрцитивные спектры или спектры блокирующих температур и др. Метод основан на анализе поведения на сфере разностных векторов, полученных в результате ступенчатых магнитных чисток [Hoffman, Day, 1978].

ТЕТИС – древний океан, существовавший в палеозое и мезозое между Евразией и Африкой. Альпийско-Гималайский складчатый пояс образовался в результате закрытия Тетиса при сближении Африканской и Индийской плит с Евразией.

ТЕТРАГОНАЛЬНАЯ СИНГОНИЯ – кристаллы с одной четверной осью симметрии. Две другие оси координат перпендикулярны четверной оси и образуют между собой угол 90°.

ТЕФРА – вулканокластический материал, продукты вулканического извержения. См. кластогенный.

ТИЛЛИТ – древняя морена, литифицированная, метаморфизованная.

*ТИТАНОМАГГЕМИТ – минерал, Fe_3-xTi_xO_4+γ, катион-дефицитный титаномагнетит, продукт однофазного окисления титаномагнетита. Главные особенности: 1) Намагниченность насыщения J_s меньше, а точка Кюри Т_с и магнитная жесткость (например, H_cr) больше, чем у исходного титаномагнетита, причем J_s с ростом степени однофазного окисления Z падает, а Т_с и H_cr растут. Это четкий признак присутствия в коллекции пород, содержащих титаномаггемит. 2) При нагревах титаномаггемит распадается с выделением магнетита, в результате получается необратимая кривая термомагнитного анализа, J_s и Т_с при этом растут. Такой эффект заметен при Z>0,4. Титаномаггемиты с Z<0,4 по этому признаку не отличаются от титаномагнетитов. 3) Титаномаггемиты с Z<0,4 при термообработке в вакууме или нейтральной среде (температура примерно 1000С) восстанавливются, образуется титаномагнетит, близкий по составу и свойствам первичному, что выражается в уменьшении точки Кюри и ее соответствии среднему составу зерен по данным микрозондирования. Титаномаггемиты с Z>0,4 при указанной термообработке не восстанавливаются до состава исходного титаномагнетита. Это объясняется тем, что большое однофазное окисление титаномагнетита сопровождается выносом части железа за пределы зерна, т.е. нарушением исходного состава и состояния титаномагнетита.

См. однофазное окисление твердых растворов, титаномагнетиты, магнитное упорядочение.

*ТИТАНОМАГНЕТИТ – минерал, Fe_3-xTi_xO₄; непрерывная серия твердых растворов со структурой обращенной шпинели от магнетита (х=0) до ульвошпинели (х=1). Титаномагнетиты – наиболее распространенные в природе магнитные минералы, особенно магнетит. Обычны примеси Mg, Al, реже Cr, Mn. Ферримагнетики. От х=1 до х=0 плавно меняются точка Кюри от -155 до 580°С, удельная намагниченность насыщения от 4 до 92 Ам²/кг и параметр кристаллической решетки от 0,853 до 0,8396 нм, магнитная стабильность монотонно падает. Последняя зависимость существенно затушевывается более сильной зависимостью от структурного состояния и размера зерен, напряжений и дефектов в них. Состав титаномагнетитов чрезвычайно чувствителен к условиям образования, особенно Т-fO₂, является индикатором глубины магмового очага (последнего равновесного состояния магмы). Титаномагнетиты неустойчивы в условиях земной поверхности и легко окисляются и однофазно, и гетерофазно. Продукты гетерофазных изменений титаномагнетита и их магнитные свойства – важные показатели условий этих изменений. Сказанное в сочетании с широкой распространенностью титаномагнетитов определяет большое внимание, которое уделяется этим минералам и продуктам их изменений в петромагнитных и палеомагнитных исследованиях.

См. магнитное упорядочение, магмовый очаг, однофазное окисление, гетерофазное изменение твердых растворов.

ТОЛЕИТ – тип базальта, насыщенный SiO₂, обедненный калием. Обычно состоит из основного плагиоклаза, пироксенов, оливина. Широко распространен среди пород дна океана.

ТОНАЛИТ – плагиогранит, обогащенный цветными минералами (роговая обманка, биотит).

ТОНКАЯ СТРУКТУРА ГЕОМАГНИТНОГО ПОЛЯ – изменения элементов геомагнитного поля во времени с характерными временами 10²-10⁵ лет, такие как вековые и палеовековые вариации, геомагнитные экскурсы и другие палеомагнитные аномалии, изучаемые по палеомагнитным данным.

ТОЧКА ВЕРВЕЯ – температура фазового перехода магнетита – кубическая решетка переходит в орторомбическую при температуре -150°С.

ТОЧКА КЮРИ (Тс) – температура перехода магнитного материала в парамагнитное состояние. Повышение температуры приводит к разупорядочению ориентации магнитных моментов в магнитном материале вследствие увеличения энергии теплового движения, что ведет к спаду самопроизвольной намагниченности вплоть до нуля в точке Кюри. Точка Кюри – фундаментальная характеристика магнитного материала, зависящая от его состава и строения кристаллической решетки. В сериях твердых растворов либо в магнитных минералах, содержащих примеси, не меняющие их кристаллическую структуру, точка Кюри является однозначной функцией состава магнитного минерала. Диапазоны изменений точек Кюри основных групп природных магнитных минералов (титаномагнетитов и других феррошпинелей, гемоильменитов, пирротина) перекрываются, поэтому для однозначной диагностики магнитного минерала недостаточно знания точки Кюри. См. магнитное упорядочение.

ТОЧКА МОРИНА (Тм) – температура фазового перехода крупнокристаллического гематита близ -23°С, выше Т_м магнитный момент лежит в главной плоскости кристалла, ниже Т_м – направлен вдоль его тройной оси. С уменьшением размера зерна или добавлением примеси Ni, Al, Mg, Mn, Fe²⁺ Т_м смещается в более низкие температуры. См. гематит, гётит.

ТОЧКА НЕЕЛЯ (Т_N) – температура, выше которой антиферромагнетик превращается в парамагнетик – антиферромагнитная точка Кюри. См. магнитное упорядочение.

ТРАЕКТОРИЯ ПЕРЕМЕЩЕНИЯ ПАЛЕОМАГНИТНОГО ПОЛЮСА – кажущееся перемещение палеомагнитного полюса Земли во времени, объясняющееся дрейфом континентов и других блоков литосферы, для которых определяется положение палеомагнитного полюса в разные интервалы времени. Траектория кажущегося движения полюса служит для количественной оценки горизонтальных перемещений плит, их частей, в конечном счете, для палеотектонических реконструкций – определения величины и времени относительных и абсолютных перемещений тектонических блоков. Траектория кажущегося движения полюса может служить для оценки возраста пород, оценка тем точнее, чем детальнее и качественнее определена эта траектория для конкретного блока и чем она сложнее.

См. магнитотектоника, кажущееся движение полюса, блуждание палеомагнитных полюсов, истинное движение полюса.

ТРАНСГРЕССИИ – процесс наступления моря на сушу. Сопровождается размывом, перерывом, угловым несогласием в отложениях. В разрезе снизу вверх мелководные отложения сменяются глубоководными.

ТРАНСФОРМНЫЕ ГРАНИЦЫ ПЛИТ – см. границы скольжения.

ТРАНСФОРМНЫЕ РАЗЛОМЫ – разломы, ограничивающие плиты по границам скольжения.

ТРАПП – общее название толщ основных магматических пород (базальты, долериты, диабазы), образованных в результате мощного внутриплитного вулканического и интрузивного толеитового магматизма (Сибирские, Деканский траппы и др.). Ныне их связывают с плюмовой деятельностью.

ТРАХИТ – вулканическая порода, содержащая щелочные полевые шпаты, иногда вместе с плагиоклазом, цветные минералы – биотит (чаще), авгит.

ТРЕВОРИТ – минерал группы шпинели, NiFe₂O₄. Удельный вес 5,26 г/см³; плотность упаковки 0,157; параметр решетки а_о =0,843 нм. Ферримагнетик. См. феррошпинели.

ТРЕМОЛИТ – минерал, Ca₂Mg₅[(OH,F)Si₄O₁₁]₂; разновидность амфибола, крайний член серии твердых растворов тремолит-ферроактинолит. См. актинолит.

ТРИГОНАЛЬНАЯ (РОМБОЭДРИЧЕСКАЯ) СИНГОНИЯ – характеризуется равенством ребер элементарной ячейки по трем осям, образующих между собой равные, но не прямые углы (ось симметрии третьего порядка).

ТРОИЛИТ – FеS, крайний член серии сульфидов железа. Гексагональный: а=0,596нм; с=1,175нм. Термически устойчив ниже 138С. Антиферромагнетик, точка Нееля 315С. Встречается в метеоритах, на Земле редок: образует включения в самородном железе, в пирротине из перидотитов и габбро, в медно-никелевых рудах.

ТРОКТОЛИТ – полнокристаллическая основная порода, обычно состоящая из основного плагиоклаза и оливина. Лейкократовая разновидность – форелленштейн.

ТУРБИДИТЫ – отложения суспензионных, мутьевых потоков (течений). Состоят главным образом из чередующихся прослоев песков, алевритов, глин. Широко распространены на склонах дна океана. Обычно отлагаются на глубинах более 2км.

ТУФ – горная порода вулканического происхождения, состоит из продуктов вулканических извержений, впоследствии уплотненных и сцементированных. Могут отлагаться в «горячем» виде и «холодном» (переотложенный материал извержений).

ТУФФИТ – осадочно-вулканогенная порода, содержащая менее 50% осадочного материала и более 50% продуктов вулканизма.

ТЭНИТ – самородный сплав железа и никеля, содержит до 50% Ni. Образует основную массу железных метеоритов, присутствует в каменных метеоритах. См. никель, железо.

назад

У

назад

УГОЛ ДОВЕРИЯ (αp) – в статистике Фишера половина центрального угла кругового конуса, описанного вокруг среднего положения вектора. Внутри этого конуса лежит истинное направление вектора с вероятностью 1-р. Обычно в палеомагнитологии вычисляется угол доверия для вероятности 1-р=0,95. α₉₅≈140/(NK)^-1/2, где N – число определений вектора, К – кучность векторов.

УДЕЛЬНАЯ НАМАГНИЧЕННОСТЬ – магнитный момент единицы веса вещества. Равна намагниченности, деленной на плотность вещества. Величина удельной намагниченности широко используется при петромагнитных исследованиях, т.к. при работе с малыми образцами, навесками надежнее определять их вес, а не объем.

УЛЬВИТ – синоним ульвошпинели.

УЛЬВОШПИНЕЛЬ – минерал, Fe₂TiO₄; группа шпинели, крайний член серии твердых растворов титаномагнетитов. Из-за неустойчивости в поверхностных условиях, в природе очень редка, известна в лунных базальтах. Ферримагнетик с Т_с=-155°С, выше этой температуры и при комнатной температуре ульвошпинель – парамагнетик. См. титаномагнетиты, феррошпинели.

УЛЬТРАОСНОВНАЯ ПОРОДА (ГИПЕРБАЗИТ) – горная порода, состоящая почти из одних цветных минералов – оливина, пироксенов, амфиболов и незначительного количества плагиоклаза. Отличается относительно низким содержанием Si, Al, Na, K и высоким содержанием Mg, Fe. Подавляющее большинство полнокристаллических глубинных ультраосновных пород не содержат первичных магнитных минералов. В близповерхностных и поверхностных условиях неустойчивы, часто серпентинизированы. С серпентинизацией нередко связано появление вторичного магнетита. См. континентальная земная кора, океанская земная кора.

УЛЬТРАМЕТАМОРФИЗМ – процесс наиболее интенсивного регионального метаморфизма, сопровождающегося частичным плавлением горных пород. Термин нечеткий.

УПОРЯДОЧЕНИЕ ТВЕРДЫХ РАСТВОРОВ – процесс образования ближнего и дальнего порядка в расположении атомов разного сорта по узлам кристаллической решетки твердого раствора. Переход беспорядок – дальний порядок является фазовым превращением, а твердый раствор с дальним порядком – упорядоченной фазой. Упорядочиваться могут «пустоты» в твердых растворах вычитания, внедренные атомы в твердых растворах внедрения, а также дислокации и другие дефекты. Упорядочение происходит путем диффузии атомов на расстояния порядка межатомных. Резкое замедление при низких температурах позволяет получать и сохранять неупорядоченные метастабильные состояния с помощью закалки.

См. сверхструктура, твердые растворы.

УРАЛИТИЗАЦИЯ – тип амфиболизации; процесс преобразования моноклинных пироксенов в волокнистую разновидность роговой обманки – уралит – в условиях метаморфизма и под воздействием гидротермальных растворов. Характерна для габбро, диабазов, порфиритов.

*УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ ПРИРОДНЫХ МАГНИТНЫХ МИНЕРАЛОВ.

Для образования магнитных минералов в среде их кристаллизации необходимо железо, во вторую очередь – Ti, Mg, Co, Ni и другие второстепенные катионы, входящие в состав наиболее распространенных магнитных минералов – магнетита и примесных его разностей – феррошпинелей (прежде всего титаномагнетиты), а также в гемоильмениты, в пирротин. Для образования магнитных минералов необходимо присутствие в породе более 1%Fe. Таким образом, первое необходимое условие для образования магнитных минералов определяется составом среды, но оно недостаточно, так как при близком составе пород содержание в них магнитных минералов колеблется от <0,01 до 5% и более.

Появление и свойства магнитных минералов определяются такими термодинамическими параметрами, как давление Р, температура Т, летучесть кислорода fO₂, водородный показатель pH и другие менее существенные. По данным экспериментов, появление феррошпинелей возможно при Т≤1200С и Р≤20кбар, титаномагнетитов – Т≤1100С и Р≤13кбар. С ростом давления образуются парамагнитные феррошпинели с большей плотностью и гранат. Давление 13кбар соответствует глубине в литосфере 45км, 20кбар – 70км. Следовательно, источники магнитных аномалий могут образоваться преимущественно в верхней части литосферы, до глубин менее 45 км.

Внутри Р-Т области существования магнитных минералов их образование определяется, в первую очередь, температурой и окислительными условиями. На диаграмме Р-Т-fO₂ выделяются четыре термодинамические зоны условий образования магнитных минералов:

"гематитовая" – высокоокислительные условия у поверхности Земли, где образуются минералы, содержащие только трехвалентное железо (гематит, маггемит, гидроокислы железа, Fe³⁺-силикаты);

"магнетитовая" – слабоокислительные условия, где образуются минералы, содержащие Fe²⁺ и Fe³⁺ (титаномагнетиты и другие феррошпинели, гемоильмениты, пирротин);

"силикатная" – относительно восстановительные условия, где практически отсутствует Fe^3+, соответственно, образуются ильменит, ульвошпинель, герцинит и др. Fe²⁺-феррошпинели, Fe²⁺-cиликаты;

"Fe-металлическая" – высоковосстановительные условия, помимо минералов "силикатной" зоны, появляется свободное металлическое железо. В литосфере Земли – это экзотические случаи; видимо, "металлическая" зона находится в нижней мантии близ ядра и в ядре Земли, она типична для лунных пород и метеоритов. Границы между перечисленными зонами примерно соответствуют буферам гематит-магнетит, кварц-магнетит-фаялит, железо-фаялит.

На территории Северной Евразии практически немагнитные и слабомагнитные магматические породы локализуются главным образом в зонах преимущественного сжатия, коллизии (время складчатости); магнитные магматические породы приурочены в основном к зонам разломов в пределах жестких структур, к зонам, где преобладают растяжения.

В результате консерватизма термодинамической системы равновесные условия для кристаллизации магнитных минералов определенного состава, существующие в магмовом очаге, сохраняются какое-то время даже после излияния магмы на поверхность Земли, соответственно первичные магнитные минералы в своем составе сохраняют "память" о последних равновесных Р-Т-fO₂ условиях в магме, т.е. в ее очаге. В результате экспериментов и данных по природным объектам выявлена близкая к линейной зависимость между составом первичных титаномагнетитов базальтовых лав и глубиной их очагов (длительного стояния расплава, где его равновесное состояние не было нарушено). Например, по составу первичных титаномагнетитов в рифтовых зонах океанов и континентов глубина магмовых очагов однородна: 50-60км, тогда как очаги островодужного вулканизма варьируют по глубине от 60-70км до 20км и менее.

См. магнитные минералы магматических пород, магнитные минералы метаморфических пород, магнитные минералы осадков и осадочных пород, магмовый очаг.

назад

Ф

назад

ФАЗА – термин многозначный, широко используется в физике, геологии; в термодинамике это – термодинамическое равновесное состояние вещества, отличающееся по физическим свойствам от других возможных равновесных состояний того же вещества. Неравновесное метастабильное состояние вещества нередко называется метастабильной фазой.

ФАЗОВЫЙ ПЕРЕХОД (ПРЕВРАЩЕНИЕ) – переход вещества из одной фазы в другую при изменении внешних условий. Различаются фазовые переходы двух родов. При фазовом переходе первого рода скачком изменяются такие термодинамические характеристики, как энергия, плотность и концентрация компонентов. Выделяется или поглощается определенное количество теплоты. К фазовым переходам первого рода относятся все агрегатные превращения, переходы одних кристаллических модификаций в другие и т.п. При фазовом переходе второго рода скачок испытывают производные термодинамических потенциалов по физическим параметрам. К таким переходам относится, например, переход ферромагнетика и антиферромагнетика в парамагнетик.

ФАЦИЯ – совокупность горных пород, определяемая единой обстановкой их накопления. В случае осадков – это, прежде всего, физико-географическая обстановка. Термин применяется ко всем генетическим типам пород, при этом нет четкого единого определения термина.

ФАЯЛИТ – минерал, Fe₂SiO₄; конечный член ряда твердых растворов оливинов фаялит-форстерит. Встречается в кислых, реже щелочных магматических породах, в метаморфизованных железистых осадках, в пегматитах.

ФЕЛЬДШПАТИЗАЦИЯ – обогащение горной породы новообразованиями полевых шпатов в результате щелочного метасоматоза, гидротермальных изменений. При преобладании Na – альбитизация, К – калишпатизация.

ФЕЛЬЗИТ – кислая вулканическая порода без порфировых выделений.

ФЕНОКРИСТАЛЛЫ – вкрапленники, порфировые относительно более крупные выделения кристаллов в магматических и других породах. Породы, содержащие фенокристаллы, называются порфировыми, порфирами (кислые), порфиритами (средние и основные).

ФЕРРИМАГНЕТИЗМ – см. магнитное упорядочение.

ФЕРРИМАГНЕТИК – материал, обладающий ферримагнетизмом. Наиболее распространенные природные ферримагнетики – титаномагнетиты, магнетит, пирротин.

ФЕРРИТЫ – минералы, двойные окислы переходных металлов, прежде всего – железа. Большинство ферритов – ферримагнетики. Бывают ферриты с кубической структурой шпинели, со структурой граната, гексагональной структурой и др. Неэквивалентность подрешеток, приводящая к ферримагнетизму ферритов, может быть как за счет разного числа магнитных ионов, так и за счет разной величины атомных магнитных моментов переходных элементов, входящих в данный феррит.

См. феррошпинели.

ФЕРРОАКТИНОЛИТ – минерал, Ca₂Fe₅[(OH,F)Si₄O₁₁]₂, амфибол, конечный член серии твердых растворов тремолит-ферроактинолит. Довольно редок, широко распространены промежуточные члены серии.

ФЕРРОГАББРО – горная порода из группы габбро, обогащенная железом и титаном, обычно содержит 5-10% титаномагнетита, распавшегося. Характерна весьма высокая железистость цветных минералов. Обычно образуется в результате кристаллизационной дифференциации, как продукт остаточного расплава базальтовой магмы, обогащенного железом. См. габбро, расслоенные интрузивы.

ФЕРРОЛИТ – магнетитовая руда магматогенного происхождения, состоящая в основном из титаномагнетита, магнетита. Продукт затвердевания расплавов, оставшихся после кристаллизации силикатных расплавов, образующих габбро, сиениты. Обычно первичный титаномагнетит не сохраняется, он распадается еще на стадии остывания породы, это агрегат сростков магнетита и ильменита – продуктов гетерофазного изменения первичного титаномагнетита. См. габбро.

ФЕРРОМАГНЕТИЗМ – см. магнитное упорядочение.

ФЕРРОСИЛИТ – минерал, FeSiO₃; конечный член серии твердых растворов ромбических пироксенов энстатит-ферросилит. Встречается в метаморфизованных железистых осадках; вместе с фаялитом, геденбергитом.

ФЕРРОШПИНЕЛИ – минералы группы шпинели, обязательно содержащие железо. Общая формула: М²⁺О^.М³⁺₂О₃. По распределению катионов по подрешеткам выделяются два типа шпинельной структуры: 1) нормальная (парамагнетик) – ионы М²⁺ входят в тетраэдрическую подрешетку, Fe³⁺ – в октаэдрическую – М²⁺[Fe³⁺M³⁺]O₄; 2) обращенная (ферримагнетик) – ион М²⁺ входит в октаэдрическую подрешетку, Fe³⁺ – в тетраэдрическую и октаэдрическую – Fe³⁺[M²⁺Fe³⁺]O_4. Основные параметры некоторых обращенных феррошпинелей, крайних членов твердых растворов (кроме титаномагнетитов) – в таблице.

Таблица

Минерал	Формула	aо, нм	Плотность упаковки	Тc,С	Js, Aм^2/kг
Якобсит	МnFe2O4	0.851	0.147	300	84
Треворит	NiFe2O4	0.843	0.157	581	51
Магнезиоферрит	МgFe2O4	0.838	0.158	310	24

Феррошпинели образуют непрерывные ряды твердых растворов. В результате их параметры перекрываются, т.е. каждый из них не является однозначным диагностическим признаком определенной феррошпинели. См. ферриты.

ФИБРОФЕРРИТ – минерал из зоны окисления, Fe³⁺[OHSO₄]^.5H₂O. Образует радиально-волокнистые, чешуйчатые и т.п. агрегаты.

ФИЗИКА ЗЕМЛИ – см. геофизика.

ФИЗИЧЕСКИЕ ОСНОВЫ ПАЛЕОМАГНЕТИЗМА – раздел палеомагнитологии, посвященный теоретическим и экспериментальным исследованиям в области физики магнитных явлений, служащим основой палеомагнетизма. Это, в частности, исследование магнетизма ансамблей мелких магнитных частиц, видов остаточной намагниченности, образованных в слабых магнитных полях, магнитного состояния магнитных минералов; создание новых методических приемов надежной оценки элементов древнего геомагнитного поля; выработка физических признаков палеомагнитной надежности. См. палеомагнитология, петромагнитология, остаточная намагниченность и др.

ФИЗИЧЕСКИЕ (ПЕТРОМАГНИТНЫЕ) ПРИЗНАКИ ПАЛЕОМАГНИТНОЙ НАДЕЖНОСТИ. В сущности, это – физические основы палеомагнетизма, прежде всего оценка природы естественной остаточной намагниченности и/или ее компонент.

См. палеомагнитная надежность.

ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА ГОРНЫХ ПОРОД – совокупность физических характеристик, в частности, механические свойства (плотность, упругость, пористость и другие), магнитные свойства, теплопроводность, электропроводность, радиоактивность и другие. Изучение физических свойств пород помогает судить о составе, структуре, происхождении горных пород, о природе аномалий геофизических полей.

См. петрофизика.

ФИЛЛИТ – плотная сланцеватая порода, состоящая из кварца, серицита, иногда с примесью хлорита, биотита, альбита. Продукт метаморфизма глинистых сланцев (степень метаморфизма такова, что в филлитах не сохраняются глинистые минералы и, соответственно, не сохраняется первичная остаточная намагниченность).

ФЛЕКСУРА – коленообразный изгиб слоев.

ФЛИШ – терригенные отложения глубоководных впадин, характерна четко выраженная ритмичность. Мощность ритмов от сантиметров до нескольких десятков сантиметров. Ритмы обязательно включают обломочную (уменьшение размера частиц снизу вверх) и глинистую (глина, мергель, известняк) части. Следы течений, бедность фауной и другие особенности связываются с происхождением флиша – с периодически возникающими суспензионными потоками.

ФОНОЛИТ – щелочная вулканическая порода, аналог нефелиновых сиенитов.

ФОРЛАНД – внешняя часть литосферной плиты, примыкающая к складчатой зоне. См. активные окраины континента.

ФОРМАЦИЯ – сообщество геологических тел, объединяемых в генетическом, парагенетическом, стратиграфическом или каком-либо ином отношении. Среди формаций различают литологические, петрографические, осадочные, вулканогенные, магматические, рудные и пр. Однозначной трактовки термина нет, что видно и в его определении.

ФОРСТЕРИТ – минерал, Mg₂SiO₄; конечный член серии твердых растворов оливинов. Близкий к форстериту оливин – существенный компонент ультраосновных и в меньшей степени основных магматических пород.

ФРАНКЛИНИТ – минерал группы шпинели, ZnFe₂O₄. как правило, содержит примеси Mn²⁺, Mn³⁺, Fe³⁺. Парамагнетик. Минерал редкий, образуется в результате метаморфических и метасоматических процессов. Тонкие включения франклинита возникают при серпентинизации виллемита (Zn₂SiO₄), подобно магнетиту при серпентинизации оливина.

ФРИДЕЛИТ – гидротермальный минерал, (Mn,Fe)₈(OH,Cl)₁₀Si₆O₁₅. В метаморфизованных рудах.

ФУГИТИВНОСТЬ КИСЛОРОДА – см. летучесть кислорода.

назад

Х

назад

ХАЛЬКОПИРИТ – минерал, сульфид, CuFeS₂; две модификации – тетрагональная, низкотемпературная и кубическая, высокотемпературная. Тетрагональный халькопирит распространен весьма широко, кубический встречен только в сульфидных медно-никелевых месторождениях, связанных с ультраосновными и основными породами.

ХАЛЬКОПИРРОТИН – минерал, твердый раствор CuFeS₂-FeS в отношении от 1:1 до 1:6; кубический, устойчив выше 240°С. В сульфидных медно-никелевых месторождениях, связанных с ультраосновными и основными породами, в пегматитах и других высокотемпературных гидротермальных образованиях. Мало изучен и совсем не изучен в магнитоминералогическом отношении.

ХАЛЬКОСИДЕРИТ – CuFe₆[(OH)₂PO₄]₄^.4H₂O. Вторичный минерал железных шляп.

ХАРАКТЕРИСТИЧЕСКАЯ ОСТАТОЧНАЯ НАМАГНИЧЕННОСТЬ – наиболее стабильная компонента естественной остаточной намагниченности, выделенная в ходе магнитной чистки, на диаграмме Зийдервельда идущая в нуль. Для датировки и оценки природы характеристической остаточной намагниченности, необходим комплекс дополнительных исследований. См. палеомагнитная надежность.

*ХИМИЧЕСКАЯ ОСТАТОЧНАЯ НАМАГНИЧЕННОСТЬ (Jrc, CRM)- изотермическая остаточная намагниченность, образующаяся в результате химических и других изменений зерен магнитных минералов в магнитном поле при температуре ниже точки Кюри. Свойства J_rc сложны и зависят как от особенностей исходных, так и новообразованных магнитных минералов. Нередко J_rc унаследует некоторые свойства остаточной намагниченности исходного магнитного минерала, например, при гетерофазном и/или однофазном окислении зерен титаномагнетита, магнетита. Экспериментально определен ряд свойств J_rc магнетитсодержащих пород: 1) коэрцитивный спектр разрушения J_rc переменным магнитным полем близок спектрам термической (J_rt) и идеальной (J_ri) остаточных намагниченностей в случае однодоменных зерен, и магнитно-мягче в случае многодоменных зерен; 2) N_t 0,15; 3) после Т-чистки отношение величин химической и идеальной остаточных намагниченностей, созданных в постоянном магнитном поле одной напряженности меньше единицы (близок к 1,0); 4) спонтанный рост величины J_rc в нулевом магнитном поле от 300-400С до комнатной температуры подобен спонтанному росту J_rt, J_ri. См. кристаллизационная остаточная намагниченность, термическая остаточная намагниченность, тест N_t Шолпо-Лузяниной.

ХИМИЧЕСКОЕ РАВНОВЕСИЕ – состояние системы, в которой прямые и обратные химические реакции идут с одинаковой скоростью, вследствие чего состав системы постоянен, пока сохраняются условия ее существования.

ХИМИЧЕСКОЕ ТРАВЛЕНИЕ (С-чистка) – химическая чистка, длительное травление образца в кислоте, постепенно уничтожающее разные по растворимости и по размеру зерна магнитных минералов. Способ трудоемок и применим к весьма ограниченному кругу пород – достаточно пористых и не содержащих в заметном количестве в матрице легко растворимых в кислоте материалов (например, карбонаты), соответственно мало эффективен.

ХЛОРИТОИД – минерал, водный железистый силикат переменного состава; образуется при гидротермальных процесса. Характерен для регионально-метаморфизованных глинистых осадков низкой и средней ступени.

ХЛОРИТЫ – минералы, Mg-Fe-Al водные силикаты, группа минералов переменного состава. По содержанию Fe³⁺ подразделяются на неокисленные ортохлориты (Fe₂O₃<4%) и окисленные лептохлориты (Fe₂O₃>4%). Хлориты образуются главным образом при гидротермальных изменениях цветных минералов магматических пород в условиях зеленокаменной ступени регионального метаморфизма и т.п. Широко распространены в продуктах выветривания горных пород; аутигенные минералы осадочных пород.

ХЛОРШПИНЕЛЬ – Mg(Al,Fe)₂O₄, – шпинель, содержащая до 7% Fe₂O₃ .

ХРОМИТ – FeCr₂O₄, минерал группы шпинели, а_о=0,8378 нм, плотность упаковки атомов 0,159. Парамагнетик. Часто с примесью Mg²⁺, замещающего Fe²⁺, хром замещается Al³⁺ и Fe³⁺. Встречается чаще всего в перидотитах. Возможны магнитные твердые растворы, образующие мелкие включения (хромшпинелиды).

ХРОМШПИНЕЛИДЫ – серия твердых растворов Fe₃O₄-Fe₂CrO₄. При относительно низких содержаниях хрома – ферримагнетики. См. хромит.

ХРОН ГЕОМАГНИТНОЙ ПОЛЯРНОСТИ – единица магнитохронологической шкалы. См. шкала геомагнитной полярности.

назад

Ц

назад

ЦВЕТНЫЕ МИНЕРАЛЫ – породообразующие минералы магматических и метаморфических пород – силикаты, содержащие преимущественно Mg, Fe, Si и примеси других элементов.

ЦЕОЛИТЫ – группа минералов – водных силикатов щелочных и щелочноземельных элементов (Ca, Na, K). Типичные вторичные низкотемпературные гидротермальные минералы; часто заполняют полости в основных вулканитах, замещают полевые шпаты и др., известны аутигенные цеолиты в осадочных породах.

назад

Ч

назад

*ЧИСТКА ПЕРЕМЕННЫМ МАГНИТНЫМ ПОЛЕМ (Н-чистка) – распространенный способ разделения компонент естественной остаточной намагниченности по их коэрцитивным спектрам. Для Н-чистки образец помещается в соленоид, вдоль оси которого создается переменное магнитное поле нужной амплитуды. Соленоид помещается в нулевое постоянное магнитное поле. В ходе Н-чистки образец размагничивается в переменном магнитном поле, плавно убывающем до нуля, и измеряется. Как и в случае Т-чистки, рекомендуется не менее 10 шагов чистки, с каждым шагом увеличивается амплитуда максимального переменного поля. Размагничивание выполняется либо вдоль одной оси, либо образец вращается во время размагничивания по возможности хаотично. Второй способ более производителен, но с ним связано образование ротационной остаточной намагниченности

назад

Ш

назад

ШАМОЗИТ – минерал, железистая разновидность окисленного хлорита. Слагает в латеритно-глинистых отложениях оолиты и промежуточную массу осадочных железных руд; ассоциирует с сидеритом и каолинитом.

ШАРЬЯЖ – горизонтальный или пологий тектонический надвиг с перемещением масс в виде покрова на большие расстояния.

*ШКАЛА ГЕОМАГНИТНОЙ ПОЛЯРНОСТИ – последовательность во времени геомагнитных инверсий. Шкала составляется тремя путями: 1) магнитохронологическая шкала – по образцам радиологически датированных горных пород с разной полярностью первичной компоненты естественной остаточной намагниченности; 2) магнитостратиграфическая шкала – привязка палеомагнитных данных к биостратиграфической шкале, в основе чего лежит получение таких данных по стратиграфически наиболее полным хорошо датированным разрезам; 3) аномалийная шкала – по датированным линейным магнитным аномалиям океанов. Наиболее надежна шкала, построенная по комплексу всех перечисленных данных. Даже в этом случае не исключается пропуск ряда геомагнитных инверсий, особенно в интервалах частых смен геомагнитной полярности. Чем древнее породы, тем менее надежна датировка геомагнитных инверсий. В настоящее время составлена довольно полная шкала геомагнитной полярности для кайнозоя и части мезозоя, использующая все три метода построения, менее полная – для остального фанерозоя и заметно менее полная – для рифея. Значительная ее часть является магнитостратиграфической, так как не имеет достаточно надежной радиологической привязки. В распределении геомагнитных инверсий во времени намечается сложная ритмичность с характерными временами от миллионов до сотен млн. лет; выделяются крупные интервалы преобладания одной геомагнитной полярности (например, позднепалеозойская гиперзона обратной полярности Киама, позднемеловая гиперзона прямой полярности Джалал); интервалы устойчивой полярности закономерно распределяются во времени, их цикличность в фанерозое составляет примерно 100 млн. лет и во всем неогее – 160-200 млн. лет. Интервалы устойчивого состояния геомагнитного поля разделены интервалами частых смен полярности (например, Среднеазиатская средне-позднекайнозойская гиперзона, триасовая гиперзона Иллавара). Интервалы неустойчивого состояния геомагнитного поля характеризуются случайным распределением внутри них инверсий во времени близким к пуассоновому.

По частоте инверсий построены магнитохронологическая и магнитостратиграфическая классификации (табл.). В ней только микрохроны и отчасти субхроны – подразделения, представленные одной геомагнитной полярностью. Остальные единицы могут состоять как из одной, так и обеих полярностей.

Таблица

Таксон биостратиграфической шкалы	Магнитостратигр. единица	Магнитохронологич. единица	Продолжительность, млн. лет
Система	Гиперзона	Гиперхрон	10 – 100
Отдел, несколько ярусов	Суперзона	Суперхрон	1,0 – 10,0
Ярус, биозона	(Орто) зона	Хрон	0,1 – 1,0
Часть биозоны	Субзона	Субхрон	< 0,1
Часть биозоны	Микрозона, Аномалия	Микрохрон, экскурс	<0,01

Обозначение единиц прямой геомагнитной полярности – N (N-зона, N-хрон), обратной – R (R-зона, R-хрон), смешанной NR или RN, преобладающей прямой полярности – Nr, преобладающей обратной полярности – Rn.

В дальнейшем в шкалу геомагнитной полярности, очевидно, удастся ввести такие характеристики, как специфические черты геомагнитных инверсий, палеовековых вариаций и других особенностей поведения геомагнитного поля, что значительно уточнит шкалу, станет возможна диагностика магнитозон (магнитохронов), оценка их возраста без дополнительных сведений. При составлении местных шкал, их корреляции большую роль могут сыграть скалярные магнитные характеристики.

См. геомагнитная инверсия, магнитостратиграфия и др.

ШЛИР – скопление минералов в магматической породе, отличающееся от остальной массы другими количественными соотношениями минералов или структурой. Между шлиром и вмещающей породой постепенный переход, чем шлир отличается от ксенолитов.

ШЛИФ – тонкая пластинка горной породы, минерала и т.п. для изучения под микроскопом в проходящем свете. У прозрачно- полированного шлифа в отличие обычного поверхность полируется, так что его можно изучать и в проходящем и в отраженном свете.

ШЛИХ – остаток тяжелых минералов после промывки рыхлых естественных или искусственных образований.

ШОНКИНИТ – щелочная габброидная порода, близкая по составу к богатому пироксеном сиениту. Состоит из щелочного полевого шпата (около 20%), моноклинного пироксена (около 50%), небольшого количества нефелина, оливина, биотита.

ШПИНЕЛЬ (БЛАГОРОДНАЯ) – минерал группы шпинели, MgAl₂O₄; с гранецентрированной кубической кристаллической решеткой, в узлах которой находятся катионы. Узлы двух типов образуют две подрешетки. Узлы подрешетки А окружены четырьмя анионами кислорода (тетраэдрическая подрешетка), узлы подрешетки В – шестью анионами кислорода (октаэдрическая подрешетка). См. феррошпинели.

ШРЕЙБЕРЗИТ – минерал, (Fe,Ni,Co)₃P; присутствует в метеоритах, образует срастания с троилитом и когенитом. Ферромагнетик.

назад

Щ

назад

ЩЕЛОЧНАЯ ПОРОДА – магматическая порода, содержащая повышенное количество щелочных элементов, натрия и калия, Это отражается в минеральном составе щелочных пород – присутствуют щелочные пироксены и амфиболы, нефелин, калинатровые полевые шпаты и др.

ЩИТЫ – массивы кристаллических пород фундамента платформ (континентальной литосферы), практически не покрытые платформенным осадочным чехлом. Длительное время обнажены на поверхности Земли.

назад

Э

назад

ЭВТЕКТИКА – расплав, находящийся в равновесии с кристаллами исходных компонентов (кристаллизующихся при постоянной температуре) и представляющей в твердом состоянии механическую смесь кристаллов компонентов. Кристаллизуется расплав при самой низкой температуре из всех возможных для смеси исходных веществ путем одновременного выделения компонентов.

ЭГИРИН – минерал, NaFeSi₂O₆; моноклинный пироксен. Образуется в щелочных сиенитах, гранитах, пегматитах, в метасоматических породах.

ЭКЗОГЕННЫЕ ПРОЦЕССЫ – геологические процессы, вызванные в основном внешними силами (энергия солнца, сила тяжести и другие), действующими на поверхности и в близповерхностной части Земли. К экзогенным процессам относятся выветривание, денудация, осадкообразование и др.

ЭКЛОГИТ – кристаллическая порода, состоящая в основном из граната и пироксена (омфацита). По химическому составу аналогичен габбро-нориту, отличается большой плотностью 3,35-4,2 г/см³. Порода образуется при высоких Р-Т. Известны тела эклогитов в толщах метаморфических пород, в виде ксенолитов в кимберлитах и т.д. В первом случае эклогиты отличаются высокой магнитной анизотропией (магнитные минералы в таких эклогитах образуются при высоких направленных давлениях), в остальных случаях эклогиты, как правило, изотропны и первичных магнитных минералов практически не содержат.

ЭКРАН – см. магнитный экран.

ЭКСКУРС – см. геомагнитный экскурс.

ЭЛЕМЕНТАРНАЯ ЯЧЕЙКА – см. кристаллическая решетка, параметры кристаллической решетки.

ЭЛЕМЕНТЫ ГЕОМАГНИТНОГО ПОЛЯ – см. главное магнитное поле Земли.

ЭЛЕМЕНТЫ ЗАЛЕГАНИЯ пласта, слоя, любого плоского участка поверхности геологического тела определяют положение этой плоскости в пространстве. Характеризуются азимутом и углом падения плоскости.

ЭЛЮВИЙ – продукты выветривания коренных горных пород, оставшиеся на месте своего нахождения до образования элювия. От глыб до глин в зависимости от типа выветривания и материнских пород.

ЭНДОГЕННЫЕ ПРОЦЕССЫ – гипогенные, глубинные геологические процессы, протекающие внутри Земли. К ним относятся тектонические, метаморфические, магматические, гидротермальные и другие. Эндогенные и экзогенные процессы подчас тесно связаны.

ЭНЕРГИЯ АКТИВАЦИИ – в химической кинетике наименьшая избыточная энергия, которой должны обладать частицы (сталкивающиеся или распадающиеся) для осуществления химического превращения. Энергия активации при гетерофазном окислении титаномагнетита, т.е. для образования зародышей новой фазы – 1-3 эВ. Однофазное окисление титаномагнетита происходит без образования зародышей новой фазы, для его протекания не нужно преодоление потенциального барьера, соответственно, энергия активации этого процесса менее 0,5 эВ.

ЭПИГЕНЕЗ – вторичные процессы, ведущие к любым последующим изменениям и новообразованиям минералов и горных пород.

ЭПИДОТ – минерал, силикат, Ca(Fe³⁺,Al)Al₂[O(OH)Si₃O₁₁]; широко распространен в метаморфизованных породах низкой и средней ступени; в скарнах, гибридных гранитоидах; продукт изменений плагиоклаза.

ЭПИТАКСИЯ – ориентированный рост одного кристалла на поверхности другого, легче всего срастаются кристаллы с одинаковой или близкой структурой кристаллической решетки.

ЭРОЗИЯ – процесс разрушения горных пород водным потоком. Состоит из: 1) механического размывания, 2) химического растворения пород.

ЭССЕКСИТ – щелочное габбро.

*ЭТАЛОН – в петромагнитологии и палеомагнитологии магнитно-стабильный образец с известными магнитными свойствами, природный или искусственно приготовленный для градуировки магнитной измерительной аппаратуры, т.к. вся аппаратура ведет относительные измерения. Обычно применяются эталоны восприимчивости, магнитного момента или намагниченности, остаточной намагниченности, температуры (точки Кюри). В последнем случае используются обычно искусственно приготовленные эталоны чистого никеля, магнетита, гематита.

ЭФФЕКТ ГОПКИНСОНА – резкое возрастание магнитной восприимчивости магнитных материалов в слабых магнитных полях вблизи их точки Кюри, благодаря резкому уменьшению около этой температуры магнитной анизотропии материала.

См. магнитная восприимчивость, термомагнитный анализ.

назад

Я

назад

ЯВАПАЙИТ – минерал, KFe³⁺[SO₄]₂, продукт отложения фумарол.

ЯКОБСИТ – MnFe2O4, минерал группы шпинели, образует серии твердых растворов, в частности, с магнетитом. Встречается в низкотмпературно-метаморфизованных породах, в отложениях, богатых марганцем. См. феррошпинели.

ЯРОЗИТ – минерал, KFe³⁺[(OH)₆(SO₄)₂]; наиболее устойчивый из сульфатов железа. Образуется в зоне окисления.

ЯШМА – кремнистая осадочная порода, окрашенная преимущественно окислами железа и марганца. Часто яшмы – эпигенетически измененные радиоляриты (глубоководные осадки) или вулканогенно-осадочные метаморфизованные образования.

назад

Литература

Аплонов С.В. Магнитные аномалии внутренних районов Западной Сибири - возможные свидетельства древнего спрединга. 1990, Докл.АН СССР, т.310, с.1079-1084;

Белов К.П., Бочкарев Н.Г. Магнетизм на Земле и в космосе. М.: Наука, 1983.

Большаков А.С., Солодовников Г.М. Напряженность геомагнитного поля в последние 400 миллионов лет.// Докл. АН СССР, 1981, т.260, с.1340-1343

Большаков А.С., Щербакова В.В. Термомагнитный критерий определения доменной структуры ферримагнетиков // Изв. АН СССР, физика Земли, 1979, № 2. с.38-47.

Буров Б.В., Нургалиев Д.К., Ясонов П.Г. Палеомагнитный анализ. Казань: изд. Казанского университета. 1986, 167 с.

Буров Б.В., Ясонов П.Г. Введение в дифференциальный термомагнитный анализ горных пород. Казань: изд. Казанского университета. 1979. 159 с.

Воган Д., Крейг Дж. Химия сульфидных минералов//М.: Мир,1981, 576с.

Гапеев А.К., Цельмович В.А. Состав и гетерофазное окисление природных и искусственных титаномагнетитов // Изв. АН СССР, физика Земли, 1988, № 10, с.42-48.

Геологический словарь. М.: Недра, 1978, т.1, 486 с., т.2, 456с.

Геомагнетизм. Теоретические и практические аспекты. Ред. Г.Н.Петрова. Киев: Наукова думка, 1988. 208 с.

Глубинная морская геофизика. Ред. О.Л.Кузнецов. Л.: Недра, 1991. 222с.

Грачев А.Ф. Мантийные плюмы и проблемы геодинамики // Физика Земли, 2000, N 4, c.3-37.

Дир У.А., Хауи Р.А., Зусман Д. Породообразующие минералы. 1978. Т.5, несиликатные минералы. М.: МИР, 1966. 408 с.

Жарков В.Н. Внутреннее строение Земли и планет. М.: Наука, 1983, 485 с.

Зоненшайн Л.П., Савостин Л.А. Введение в геодинамику. М.: Недра, 1979, 312 с.

Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И., Натапов Л.М. Тектоника литосферных плит территории СССР. М.: Недра, 1990, кн.1, 328 с., кн. 2, 336 с.

Нагата Т. Магнетизм горных пород. М.: Мир, 1965. 348 с.

Назарова Е.А., Печерский Д.М. Магнитные свойства базальтов восточной части Тихого океана и природа магнитных аномалий. Сб. ”Океан. исследования”, N29. М.: Наука, 1976.

Современное состояние исследований в области геомагнетизма. Сборник, ред. Л.С. Безуглая. М.: ИФЗ АН СССР, 1983. 239 с.

Нгуен Т., Печерский Д.М. Серпентиниты как возможный источник линейных магнитных аномалий // Изв. АН СССР, серия геол., 1989, № 1, с.61-67.

Петрова Г.Н. и др. Характерные изменения геомагнитного поля в прошлом. М.: Наука, 1992, 176с.

Петромагнитная модель литосферы. Ред. Д.М.Печерский. Киев: Наукова Думка 1994. 345 с.

Печерский Д.М. Основные идеи и экспериментальная проверка метода длинных частиц // Изв. АН СССР, серия геол., 1970, № 3, с.103-111.

Печерский Д.М. Петромагнетизм и палеомагнетизм. М.:Наука,1985, 128с.

Печерский Д.М. Суммарная амплитуда вековых вариаций, мировые магнитные аномалии и плюмы // Физика Земли, 2001, N 5, с.85-91.

Печерский Д.М. и др. Магнетизм и условия образования изверженных пород//М.: Наука,1975, 312 с.

Печерский Д.М., Геншафт Ю.С. Петромагнетизм континентальной земной коры: итоги ХХ века // Физика Земли. 2002. № 1. С.3-36.

Печерский Д.М., Диденко А.Н. Палеоазиатский океан. М.: Изд. ОИФЗ, 1995, 297с.;

ФЭС. Сов. энциклопедия,1983, 923с.;

Храмов и др. Палеомагнитология// Л.: Недра, 1982, 312 с.

Шипунов С.В. Основы палеомагнитного анализа. Теория и практика. 1993, М.: Наука, 1993, 160с.

Шолпо Л.Е. Использование магнетизма горных пород для решения геологических задач.// Л.: Недра, 1977, 182с.

Яновский Б.М. Земной магнетизм// Л.: Изд. ЛГУ, 1978, 591 с.;

Andrew J.A. True polar wander: an analysis of Cenozoic and Mesozoic paleomagnetic poles // J. Geoph. Res., 1985, v.90, p.7737-7750.

Bingham C. An antipodally symmetric distribution on the sphere // Ann. Stat., 1974, vol.2, pp.1201-1225.

Ernst R.E., Buchan K.L. Recognizing mantle plumes in the geological record // Annu. Rev. Earth Planet. Sci., 2003, v.31, p.469-523.

Fisher R.A. Dispersion on sphere // Proc. R. Soc., London, 1953, ser. A, N 217, pp.295-305.

Fuller M. Experimental methods in rock magnetism and paleomagnetism. “Vethods of experimental physics”, 1987, vol. 24, pp.303-471.

Halls H.C. The use of converging remagnetisation circles in paleomagnetism // Phys. Earth Planet. Inter., 1978, vol.16, pp.1-11.

Hoffman K.A., Day R. Separation of multicomponent NRM: a general method. // Earth Planet. Sci. Lett., 1978, vol. 40, pp.433-438.

Jonson H.P., Merrill R.T. Low temperature oxidation of titanomagnetite fnd the implication for paleomagnetism // J. Geophys Res., 1973, vol.78, pp.4938-4949.

Kent J.T. The Fisher-Bingham distribution on the sphere // J. R. Stat. Soc., 1982, ser. B, pp.71-80.

Kerr R.A. Tracing the wandering poles of ancient Earth // Science, 1987, v.236, p.147-148.

McElhinny M.W. Paleomagnetism and plate tectonics. Camdridge University Press, London, 1973, 358 pp.

McFadden P.L. Now-tier analysis in paleomagnetism // Geoph.J. Roy astr. Soc., 1982, vol. 71, pp.519-543.

Merrill R.T., McElhinny M.W. The Earth's magnetic field // London, Academic Press, 1984, 401 p.

Pechersky D.M. Neogeaen paleomagnetism constraints on the processes at the core and surface of the Earth // Russian J. Earth Sci., 1998, http://eos.wdcb.rssi.ru/tjes/

Pechersky D.M., Zakharov V.S., Lyubushin A.A. Continuous record of geomagnetic field variations during cooling of the Monchegorsk, Kivakka and Bushveld Early Proterozoic layered intrusions // Russian J. Earth Sci. 2004. V.6. N6. Online version, http://rjes.wdcb.ru/v06/tje04158/tje04158.htm

Pechersky D.M. and Garbuzenko A.V. The Mesozoic-Cenozoic Boundary: Paleomagnetic Characteristic // Russian J. Earth Sci. 2005. Online version, http://rjes.wdcb.ru

Sabadini R., Yuen D.A. Mantle stratification and long-term polar wander // Nature, 1989, v.339, p.373-375.

Spencer K.J., Lindsley D.H. Solution model for coexisting iron-titanium oxides // Am. Mineralogist. 1981,v.66, p.1189-1201.

Tauxe L., Kylstra N., Constable C. Bootstrap statistics for paleomagnetic data // J. Geophys. Res., 1991, vol.96, B7, pp.11723-11740.

Toft P.B., Haggerty S.E. Limiting depth of magnetization in cratonic lithosphere // Geophys. Res. Lett., 1988, vol.15, pp.530-533.

Vine F.J., Matthews D.H. Magnetic anomalies over ocean ridges // Nature, 1963, v.199, p.947-949.

Zijderveld J.D.A. Demagnetization of rocks: analysis of results // “Methods in Paleomagnetism”. Amsterdam a.o., 1967, pp.254-286.