Словарь - Геологический словарь. В двух томах. Том 1. А

Подождите немного. Документ загружается.

ЛУН

(2-Ю

-7

кал/год); отмечаются тепловые аномалии повышен-

ного излучения, приуроченные в основном к морям. Теп-

ловой баланс Л. отрицателен. Отрицателен и вещественный

баланс, вследствие больших скоростей ускользания, ва-

куума и низких температур. Абс. возраст образований по-

верхности Л. неоднороден: наибольшее установленное его

значение ~ 4,6

•

лет; возраст базальтов в море Спокой-

ствия ~3,7 -10

лет, в океане Бурь — от 1,7 -10

до 2,7 -10

лет. Основные гипотезы происхождения Л.: захват Землей

Л.,

сформировавшейся в условиях отличных от земных

(Юри); формирование Л. одновременно с Землей в около-

земном метеоритном облаке, на ее орбите или на более близ-

ком к Земле расстоянии (Шмидт, Рускол); формирование

Л.

одновременно с планетами из первичной единой с Солн-

цем материи (Фесенков); отделение Л. от Земли, после

формирования последней (Дарвин). Г. И. Мартынова.

ЛУННАЯ

КОРА

—понятие находится в стадии формиро-

вания. На вероятность существования Л. к. как поверх-

ностного слоя пониженной плотности мощн. ~90 км указы-

вают результаты сопоставления средних плотностей Луны,

нелетучих компонентов солнечного и метеоритного мате-

риала типа хондритов (Urey, MacDonald, 1969). Низкая

поверхностная плотность Луны подтверждается образцами

ее базальтов и радиолокационной интегральной оценкой

плотности ее скальных п. Представление о Л. к., отделен-

ной от ниже залегающей мантии границей раздела плот-

ностей типа земного Мохо, следует из интерпретации маско-

нов (см. Луна) как мантийных «пробок», вдавленных в

Л.

к. (Wise, Jates, 1970). Средняя глубина «лунного Мохо»

оценивается ~50 км; средняя плотность Л. к. ~2,8 г/см

подстилающей мантии — 3,3 г/см

. Теоретические физико-

хим.

модели Луны, основанные на аналогии с Землей,

свидетельствуют о вероятной мощн. Л. к. 15—20 км (Жар-

ков,

1971). По предполагаемому пиролитовому составу

исходного материала Луны и полному завершению про-

цесса дифференциации необходимо выделение базальтовой

Л.

к., мощн. ~180 км (Ringwood, 1966). Другим понятием

Л.

к. может быть холодный поверхностный слой, мощн.

от 200 до 400 км, покрывающий разогретые до температур

плавления недра Луны, питавшие базальтовые моря (Bald-

win,

1970). Такому понятию Л. к. соответствуют и представ-

ления о широком развитии вулканизма на поверхности

Луны (Spurr, 1945; Хабаков, 1948). Существует мнение и

о холодном и жестком теле Луны, при котором особен-

ности структуры поверхности Л. к. связываются с процес-

сами столкновений Луны с космическими телами. Сейсми-

ческие исследования, проводимые на Луне (программа „Апол-

лон") не обнаруживают резких границ раздела (типа Мохо)

до глубин исследования 20 км; установлена слоистость

поверхностной части Л. к.— верхний слой, толщиной не-

сколько см, подстилается слоем мощн. несколько м, ниже

которого наблюдается постепенное возрастание средних

скоростей до 4,8—5,6 км/сек на глубине 20 км, соответ-

ствующее повышению давлений. Аномальная длительность

регистрируемых колебаний от искусственных ударов может

интерпретироваться как показатель высокой неоднород-

ности вещества Л. к. до глубин в несколько км; другое

возможное объяснение — дисперсия поверхностных волн

Да границе рыхлых и подстилающих скальных отл.

Высокая жесткость верхнего слоя Луны (модуль жестко-

сти скальных образований 8—10-Ю

-6

дин/см

) проявляется

в удержании разности превышений до 10 км на рас-

стояниях до 500 км и в существовании масконов. Сейсми-

ческой активности Л. к. не обнаружено; зарегистрирован-

ные лунотрясения связываются с избыточными напряже-

ниями приливов и метеоритными ударами. Поверхность

Л.

к. горизонтально неоднородна: материковые (кратерные)

и морские обл. (см. Луна) различаются величинами альбе-

до,

по-видимому, температурными характеристиками, воз-

растом, структурой и, вероятно, материалом образований.

Моря подразделяются на две гр.: цирковые (море Дож-

дей — крупнейшая и древнейшая структура поверхности

Л.

к., Ясности, Кризисов, Нектара и Влажности) и моря

растекания (Плодородия, Спокойствия, океаны Бурь и

Облаков). Цирковые моря окружены крутыми дуговыми

склонами, внутри наблюдаются дуговые горные хребты и

хребты, расходящиеся радиально от центра. Обрамление

моря Дождей асимметрично, др. цирковые моря — отно-

' сительно симметричные. Выявлена линейная корреляцион-

400 ная связь диаметров (>200 км) цирковых морей и макси-

мумов положительных гравитационных аномалий, пред-

полагается ударная природа цирковых морей (Urey, Mac-

Donald, 1969 и др.). Возможная природа масконов: погре-

бенные метеоритные тела большой избыточной плотности

(Urey, 1969 и др.) с высоким содер. Fe, Ni или мантийно-

коровые образования. Природа морей растекания связы-

вается с Нторичными процессами при столкновениях. Кра-

терные образования распределены по поверхности Луны

равномерно (Gilbert, 1893). В зависимости от структуры,

диаметра и характера расположения они разделяются

(Каула, 1971) на первичные, вторичные (продукты выбро-

сов первичных кратеров) и вулк. (тип мааров). Л. к. не не-

сет следов горизонтальных перемещений — структуры тре-

щин и борозд представляют собой деформации растяжений

или обрушений. По данным спектров инфракрасной эмис-

сии намечаются различия кратерного материала, близкого

к основным породам, и материала цирковых морей} близ-

кого к ультрабазитам (Salisbury, Vincent, Logan, 1970).

Предполагается независимое образование базальтов разных

текстур при фракционной выплавке лунных лавовых озер

(James, Jacson, 1970). Наблюдающиеся роговиковые тек-

стуры позволяют предполагать явления термального мета-

морфизма. До шести лавовых потоков отмечено на востоке

моря Дождей (хребет Гадлей, Апенины и др.; по данным

«Аполлон-15»). В целом Л. к. имеет более простое строение

и большую однородность, чем земная; от последней ее

отличают наличие лишь одного (твердого) агрегатного со-

стояния и существенная формирующая роль экзогенных

космических факторов в условиях низких температур и

малого гравитационного поля. Существуют две основные

гипотезы формирования и развития Л. к.— как результат

процессов столкновения Луны с космическими телами при

максимуме интенсивности ~3,5-10

лет тому назад (Urey,

MacDonald, 1969 и др.) и как результат внутренних про-

цессов дифференциации первичного вещества Луны при

плавлении (Виноградов, 1969; Spurr, 1945 и др.). Во всех

случаях Л. к. дает картину процессов ранней эволюции

планет земного типа. Г. И. Мартынова.

ЛУННЫЙ

КАМЕНЬ

—м-л, иризирующий полевой шпат

любого состава с «переливчатым» отблеском чаще всего

на {010}.

ЛУПА

ХАЙДИНГЕРА

— см. Дихроскоп.

ЛУЦОНИТ

— см. Люцонит.

ЛУЧ

РАДИАЛЬНЫЙ

—радиальная полоса клеток, вы-

тянутых поперек оси стебля (ствола) или корня, образо-

ванная катнбием.

ЛУЧ

СЕЙСМИЧЕСКИЙ

— линия, нормальная к волно-

вой поверхности. Вдоль Л. с. происходит перенос сейсми-

•

ческой энергии. Время Пробега сейсмической волны вдоль

Л.

с. минимально по сравнению с др. путями (принцип

Ферма).

ЛУЧ

СЕРДЦЕВИДНЫЙ

—нерекомендуемый син. тер-

мина луч радиальный, основанный на неправильном пред-

ставлении об общности клеток луча с клетками сердце-

вины.

ЛУЧИ

КОСМИЧЕСКИЕ

— изотропный поток частиц вы-

соких энергий, падающий на Землю из космического про-

странства. По-видимому, они имеют в основном галакти-

ческое происхождение. Поток Л. к. зависит от солнечной

активности, что обусловлено изменениями земного магнит-

ного поля. Генерируются Л. к., как предполагают, при со-

ударении с ядрами атомов тяжелых элементов межзвездной

материи и при расширении оболочек сверхновых звезд.

Состав Л. к. определяется протонами (более 90% ); кроме

того,

там содержатся а-частицы и ядра более тяжелых эле-

ментов. Средняя энергия частиц Л. к. составляет 10

эв.

Достигая земной атмосферы, Л. к. сталкиваются с атомами

атмосферы и создают в ней вторичное излучение. Число

вторичных частиц может нарастать каскадно, и тогда обра-

зуются ливни космических частиц, которые содер. в себе

две энергетически связанные компоненты: ядерную и элек-

тронно-фотонную. На разных высотах земной атмосферы

состав вторичных Л. к. изменяется. Средняя интенсивность

Л.

к. за последние несколько млн. лет была постоянной

и в пределах ±50% равна современной (Shedlovsky, Cressy,

Kohman, 1967). Существует целый ряд т. н. геол. эффектов,

создаваемых Л. к. Причина общих явлений лежит во вза-

имодействии магнитного поля Земли и потока заряженных

частиц, из которых состоит космическое излучение. В ре-

зультате влияния магнитного поля на первичное космиче-

http://jurassic.ru/

юс

ское излучение интенсивность

его

изменяется

широтой

и долготой

зависит

от

ориентации прибора, регистрирую-

щего

Л. к.

Взаимодействие заряженных частиц

Л. к. с

маг-

нитным полем Земли вызывает полярные сияния. Разл.

степень поглощения

Л. к.

горными породами, отличающи-

мися плотностью

составом, применяется

для

геол. карти-

рования подземных выработок.

ЛУЧИ

РЕНТГЕНОВЫ

[по фам.

Рентген, открывшего

их

1895 г.] —

подчеркивая загадочность природы нового

излучения, Рентген называл

их

:г-лучами.

В 1912 г.

Лауэ

открыл диффракцию рентгеновых лучей

установил

их

природу.

Л. р.,

подобно инфракрасным, видимым

и др.

лучам электромагнитного спектра, обладают волновой

природой. Длины

их

волн очень малы

— от 0,1 до 140 А

А =

10~

см). Наибольшее практическое значение имеют

лучи

длинами волн

от 1 до 4 А.

Свойство

Л. р.

проникать

сквозь тела, непрозрачные

для

видимого света, позволяет

широко применять

их в

технике (просвечивание материалов

с целью обнаружения

них трещин

разных др. дефектов).

С 1912

г. с их

помощью изучают кристаллические структу-

ры.

Подразделяются

на

белые

характеристические моно-

хроматические. Первые применяются

при

рентгенострук-

турном анализе

по

методу Лауэ, вторые

—

при остальных

методах.

Для

получения

Л. р.

применяются рентгеновские

трубки, которые делятся

на

ионные

электронные. Наибо-

лее распространены электронные трубки типа

БСВ.

ЛУЧИ

СВЕТА

ЛИНЕЙНО-ПОЛЯРИЗОВАННЫЕ

— в ко-

торых

все

колебания совершаются

одном направлении.

Частный случай поляризованных лучей.

ЛУЧИ

СВЕТА

НЕОБЫКНОВЕННЫЕ — распространя-

ющиеся

в к-ле по

разл. направлениям

разл. скоростью

и, следовательно, обладающие поверхностями световых

волн.

ЛУЧИ

СВЕТА

ОБЫКНОВЕННЫЕ—распространяющие-

ся

в к-ле во все

стороны

одинаковой скоростью

и,

следо-

вательно, обладающие поверхностями световых волн, отве-

чающими шару.

двуосных к-лах

они

отсутствуют.

См.

Двупреломление света.

ЛУЧИ

СВЕТА

ПОЛЯРИЗОВАННЫЕ — лучи,

которых

колебания происходят

одной

пл. Для

получения

Л. с. п.

в микроскопе свет пропускают через призму Николя.

Применяется

для

исследования кристаллических веществ.

ЛУЧИСТАЯ

ЦИНКОВАЯ

ОБМАНКА — м-л,

син.

вюрт-

цита.

ЛУЧИСТЫЙ КАМЕНЬ — м-л, актинолит

или

тремо-

лит.

Уст. и изл.

термин.

ЛУЧИСТЫЙ

КОЛЧЕДАН

— м-л,

син.

марказита.

ЛУЭШИТ

— м-л, NaNb0

. Ромб., псевдокуб.

Габ. куб.

Сп.

несов.

Агр.:

вкрапленность. Черный, буро-черный.

Бл.

сильный, алмазный

до

полуметал.

Тв. 5,5. Уд. в. 4,5.

В карбонатитах.

ЛУЯВРИТ [по

р.

Луявр] — разнов. нефелинового сиенита,

обладающего трахитоидной текстурой

(в

отличие

от

грани-

тоидного

более грубозернистого хибинита). Состоит

в ос-

новном

из

калиевого полевого шпата (около 40% ), нефелина

и эгирина (чаще

виде игольчатых образований).

неболь-

ших количествах присутствуют эвдиалит, эвколит, лампро-

филлит

и др.

титан-

цирконийсодер. м-лы. Иногда встре-

чается щелочной амфибол.

ЛЬЮИС,

КОМПЛЕКС

[по о.

Льюис, север Великобрита-

нии]

—

глубокометаморфизованные

п.

докембрия, разви-

тые

на с.-з.

Шотландии. Представлены разл. гнейсами,

кристаллическими сланцами

гранулитами,

в той или

иной

степени мигматизированными.

П.

первоначально (2600 млн.

лет назад) были метаморфизованы

гранулитовой фации

и затем перекристаллизованы [2600, 1500—1700

млн.

лет

отчасти 740—890 (1000?) млн.

лет

назад].

Относятся

к архею.

ЛЬЮИСТОНИТ

[по

м-нию Льюистон, США] — м-л,

раз-

нов,

апатита

со

значительным содер. щелочных металлов,

К > Na. У

к-лов одноосное ядро

окаймляющая зона,

разделенная

на

двуосные сегменты.

Сп. сов. по

{0001}.

Агр.:

порошк., корки, сферолиты.

В асе. с др.

фосфатами

в трещинах

варисцитовых включениях.

ЛЭВЕНАНАЛЬЦИМ — м-л, триг. модиф. анальцима.

ЛЭОНАРД ^Leonard) — второе снизу подразделение стан-

дартного разреза перми Техаса (США), обычно приравни-

ваемое

артинскому ярусу. Богато палеонтологически оха-

рактеризован морской фауной.

if 26

Геологический словарь,

т. 1

ЛЮБЕЦКИТ

— м-л, Си

—•

Со

содер.

вад. Агр.:

шарики

или гроздевидные. Черный.

В асе. с

малахитом

самород-

ным

Ag.

ЛЮБЛИНИТ

— м-л, войлокоподобный

агр.

кальцита.

Изл.

термин.

ЛЮГАРИТ — см. Лугарит.

ЛЮДВИГИТ

[по фам.

Людвиг] — м-л, (Fe

+, Mg)

+ X

Х[В0

промежуточный член изоморфного ряда магне-

зиолюдвигит Mg

[B0

]02—венсенит Fe

[B0

]02 X

Fe частично замещается Al и режеБп uTi,

Mg—Мп

Магнезиолюдвигит может содер. 0—25% железистого ком-

понента,

Л.—

25—75%

вонсенит

—

75—100% ;

м-лы

этих подгр. отличаются также структурами. Ромб.

Габ.

призм., игольчатый.

Агр.

радиальнолучистые, волокн.,

сноповидные, зернистые.

Сп.

несов.

до в.

несов.

по

{001}.

Цвет

черта

от

темно-зеленых

до

черных. Непрозрачен

или просвечивает

тонких осколках.

Бл.

шелковистый,

стеклянный

до

алмазного.

Тв.

5,5—7.

Уд. в.

3,75—4,8.

Парамагнитен.

шпинель-форстеритовых скарнах

каль-

цитофирах

флогопитом, клиногумитом, суанитом, варви-

китом, сингалитом, магнетитом

и др.

Также

щпинель-

пироксеновых

известковых скарнах, доломитах. Руда

бора. Разнов.: галсит.

ЛЮКИТ

(ЛУККИТ,

ЛАКИИТ)

— м-л, Mn-содер. мелан-

терит.

ЛЮМИНЕСЦЕНЦИЯ — излучение, возникающее

в ре-

зультате отдачи возбужденными атомами

или

молекулами

поглощенной

ими

энергии.

зависимости

от

природы энер-

гии возбуждения различают несколько видов

Л., из

которых

в практике минералогических исследований используются

фото-,

рентгено-, катодо-, термо-, триболюминесценция

(возникающая

результате трения).

По

способности люми-

несцировать

под

действием ультрафиолетовых лучей

все

виды минеральных веществ можно разделить

на 3 гр.:

Вещества, люминесцирующие непосредственно:

а)

неза-

висимо

от

условий образования (минералы урана, нефти

др.

битуминозные вещества);

б) в

зависимости

от

условий

образования (алмаз, флюорит, галит, карбонатные

суль-

фидные минералы, фосфаты, некоторые силикаты, бораты

др.). 2.

Вещества, люминесцирующие только после

хим.

обработки (напр., берилл, вольфрамит, поллуцит

и др.).

Вещества,

не

люминесцирующие (напр., сульфиды).

ЛЮМИНЕСЦЕНЦИЯ НЕФТИ — способность нефти

лю-

минесцировать

ультрафиолетовых лучах. Цвет

яркость

Л.

н.

зависят

от

группового состава нефти. Наибольшей

яркостью

наиболее коротковолновыми цветами люми-

несценции (сине-голубым, голубым) обладают обычно свет-

лые нефти;

увеличением количества

нефти смол

и ас-

фальтенов яркость

ее

люминесценции снижается

цвет

изменяется через голубовато-желтый

желтый

до

желто-

коричневого

коричневого.

Л. н.

используется

для

обна-

ружения малых количеств нефти

и для

оценки

ее

общего

характера.

Л ЮМ И

НО

ГЕНЫ

— специфические компоненты люминес-

цирующего вещества, обусловливающие явление люми-

несценции. Иногда

качестве

Л.

выступают ничтожно

ма-

лые примеси посторонних элементов (атомы-примеси

кристаллической решетке минералов), иногда, напр.,

слу-

чае люминесценции битуминозных веществ, свойствами

Л.

обладает, по-видимому, существенная

их

часть.

ЮМ

НОС

КОП

—

прибор

для

люминесцентного анали-

за, состоящий

общем случае

из

трех частей:

а)

источника

ультрафиолетовых лучей;

б)

светофильтра, поглощающего

видимые

пропускающего ультрафиолетовые лучи;

в)

тем-

ной камеры,

где

помещается изучаемый объект

для

наблю-

дения люминесценции. Источником ультрафиолетовых

лу-

чей служит обычно ртутно-кварцевая лампа (ламповый

Л.).

полевых условиях применяется также солнечный

Л.,

в котором

нет

специального источника ультрафиолетовых

лучей

и в

качестве такового используется солнечная

ра-

диация.

ЛЮНЕБУРГИТ

[по

Люнебургской низменности,

Евро-

па]

-t-

м-л, Mg

Oii-10Н

О.

Мон. Габ.

псевдогекс.

Сп.

по

призме.

Агр.

тонковолокн., конкреции, земл. Бес-

цветный, белый, буроватый.

Тв. 2. Уд. в. 2,05. В

глинах

и гипсоносных

отл. с

борацитом, галитом, сильвином.

ЛЮСАКИТ

— м-л, разнов. ставролита, содер.

Со.

ЛЮССАТИН — м-л, волокн. кристобалит

отрицатель-

ным удлинением.

http://jurassic.ru/

юс

ЛЮССАТИТ

[по

местности Люссат, Франция] — м-л,

Si0

Структура кристобалита

или

близкая

ему. Агр.

сфе-

ролитовые, волокн. Удлинение волокон

(+).

Белый

с го-

лубоватым оттенком.

Тв. 6,5. В

вулк.

г. п.:

базальтах,

тра-

хиандезитах

и т. п.,

слагает конкреции

халцедоном,

арагонитом, кальцитом, также

цементе песчаников.

ЛЮСЮНГИТ

— м-л,

(Sr,

Pb)Fe

H[(P0

)

l(OH)

]. Триг.

Мелкие выделения темно-бурого цвета

в асе. с

лимонитом.

ЛЮТЕТСКИЙ

ЯРУС

[по

древнеримскому назв.

г.

Пари-

жа

—

Лютеция], Lapparent, 1883,— второй снизу ярус

эоцена

Европы.

ЛЮТЕЦИИ

(ЛЮТЕЦИТ)

— м-л, халцедон

косым пога-

санием волокон.

ЮТИТ

[luteum — грязь, глина]

—

терригенный материал

морских осадков размерами <0,002

мм.

ЛЮТОГЕНИТЫ

[lutum — глина], Parras, 1946,— высоко-

глиноземистые

г. п.

глубинных

зон

земной коры, рассмат-

риваемые

как

производные изохим. метаморфизма осад,

п., обогащенных алюминием. Менерт (1963) считает правиль-

нее рассматривать

Л. в

случае большого содер.

в них маг-

незиально-железистых алюмосиликатов

как

остаточные

образования, особенно если поблизости находятся пегма-

тоидные

или

гидротерм, мобилизаты.

ЛЮЦИИТ

— разнов. жильных диоритовых

п.,

близкая

к малхитам. Состоит

из

плагиоклаза

роговой обманки

с кварцем, биотитом, апатитом

рудным м-лом.

ЛЮЦОНИТ

(ЛУЦОНИТ) [по о.

Люцон, Филиппины] —

м-л, Cu

AsS

— крайний член прерывистого изоморфного

ряда

Л.—

фаматинит.

Sb : As до 1:1.

Тетр.

Дв.

полисин-

тетические.

Агр.

зернистые. Розовато-серый, стально-серый

с фиолетовым оттенком. Черта черная.

Бл.

метал.

Тв. 3—4.

Уд.

в. 4,5. В

среднетемпературных гидротерм, м-ниях

Си

сульфидами

сульфосолями

Си.

ЛЯВА ВОЛНЫ

—см. Волны поверхностные.

ЛЯМЭ

КОНСТАНТА

— см. Упругость.

ЛЯПИДОТЕКСТУРЫ

— см. Порода карбонатная.

ЛЯПИС-ЛАЗУРЬ

— 1) м-л., син.

лазурита;

лазурито-

вая

г. п.,

состоящая

из

лазурита

кальцитом, пиритом

др.

м-лами.

МААКИТ

— м-л

—

изл.

син.

гидрогалита.

МААР

[нем.

Мааг] — относительно плоскодонный кратер

взрыва

жерлом

без

конуса,

но

окруженный невысоким

валом

из

рыхлых продуктов извержения (гл.

обр.

старых

п.

и реже свежего вулк. материала).

М.

иногда заполнены

водой. Поперечник

М.

колеблется

от 200 до

3200

м,

глуби-

на

— от 150 до 400 м. М.

встречаются

вне

связи

круп-

ными центр, вулканами, образуются

результате одного

взрыва.

Для них

характерно незначительное развитие шла-

ковой постройки, отсутствие лавового потока, короткий

период извержения

большая сила начального взрыва.

М. очень развиты

Эйфеле

(Laachersee). Бранко (Вгапсо,

1894) выделяет туфовые, базальтовые, газовые маары

псевдомаары.

МААСТРИХТСКИЙ

ЯРУС,

МААСТРИХТ

[по г. Ма-

астрихту, Голландия], Dumont, 1849,— шестой снизу ярус

в. отдела меловой системы.

МАВИНИТ

— м-л, хлоритоид

большим содер. Fe

Изл.

термин.

МАВУДЗИТ

—

м-л,

син.

давидита.

МАГАДИИТ

[по оз.

Магади, Кения] — м-л, NaSi

Х(ОН)

-ЗН

0. Тетр.

(?) Агр.

сферолитовые. Белый. Мяг-

кий.

В отл.

района соленого озера среди глин

алевроли-

тов,

асе. с

кальцитом, кенияитом

и др.

МАГБАСИТ — м-л,

К,

Ba(Al, Sc)Fe

Мон.

(?).

К-лы

игольчатые.

Агр.

веерообразные, войлоковидные.

Бесцветный, розовато-фиолетовый.

Бл.

стеклянный.

Тв. 5.

Уд.

в. 3,4. В

жилах

доломитах вместе

флюоритом,

баритом, паризитом.

МАГГЕМИТ

[комбинация слов магнетит

гематит] — м-л,

Куб.

Плотный.

Цв. и

черта коричневые.

Тв. 5.

Сильно магнитен. Образуется

железных шляпах

при

низких температурах

результате изменения магнетита

или лепидокрокита. Встречен

лавах. Легко переходит

в гематит.

МАГМА

[цаущх (магма)—тесто, густая мазь] — расплав-

ленная огненно-жидкая масса (чаще силикатная, хотя

может быть сульфидной

др.), возникающая

земной коре

или верхней мантии

дающая

при

застывании магм.

г. п.

М. может обладать различным составом; большинство

ис-

следователей полагает,

что

главными типами

М.

являются:

ультраосновная, основная (базальтовая)

кислая (гранит-

ная).

Щелочная

М.

возникает, по-видимому,

из

основной

или кислой

процессе дифференциации

или при

ассимиля-

ции боковых вмещающих

п.

Боуэн (1929) считал,

что су-

ществует единая базальтовая

М., из

которой

процессе

кристаллизационной дифференциации возникают все осталь-

ные типы

М., а

Левинсой-Лессинг признавал самостоятель-

ность двух родоначальных магм — гранитной

базальто-

вой.

Наиболее распространена точка зрения

о том, что М.

ультраосновного

основного состава возникают

при

плавле-

нии вещества верхней мантии; гранитные

же М.

образуются

при процессах селективного плавления, анатексиса, палин-

генеза

п.

сиалической части коры

(т. н.

гранитного слоя).

В последнее время высказываются предположения

ман-

тийном происхождении гранитов. Ритман (1958) предлагает

различать первичную,

или

прототектическую,

М.,

сущест-

вующую

глубинах земли

допалеозоя; вторичную,

или

анатектическую, возникшую

при

процессах анатексиса,

или палингенеза; синтектическую, образующуюся

резуль-

тате сплавления

ассимиляции; гибридную, возникшую

в результате смешения магм.

На основании экспериментальных данных Грин

Ринг-

вуд (1968) высказали мысль

том,

что

при давлении свыше

18 кбар наиболее легкоплавкой оказывается

М.

андези-

тового состава

именно андезит является наиболее кислой

из всех

п.,

возникающих

при

процессах селективного плав-

ления

верх, части мантии. Причины возникновения

М.

пока

не

ясны; обычно

качестве факторов, вызывающих

генерацию магм, расплава, рассматриваются: радиогенное

тепло, внезапное уменьшение давления вследствие образо-

вания глубинных разломов, подъем геоизотерм

и т. п.

По мнению большинства ученых,

М.

представляет собой

гетерогенный расплав, состоящий

из

тугоплавких

легко-

летучих компонентов. Главными составными частями

М.

являются: Si0

Al, Fe, Mg, Мп, Са, Na, К, 0

, Н, S, С1,

В и др.

элементы.

форме нахождения

их в

магм,

расплаве судят

на

основании экспериментальных исследо-

ваний

изучения силикатных стекол. Еще

1834

г.

Фарадей

обнаружил электропроводность силикатных расплавов,

т. е.

показал,

что в них

присутствуют ионы.

1925

г. Ф. Ю. Ле-

винсон-Лессинг высказал предположение

том,

что в

магм,

расплаве существуют

не

отдельные окислы,

как

тогда счи-

тали многие,

комплексы, соответствующие будущим м-лам.

Позднее

(1940 г.) это

подтвердилось экспериментальными

работами Куманина,

комплексы получили название

си-

ботаксических гр. Овчинников (1959) считает,

что М.

содер.

типичные катионы — Na,

К,

Са, Mg,

Fe и

др., анионами слу-

жат

гл. обр.

кремнекислородные тетраэдры, образующие

аналогичную кристаллическим силикатам,

но

более непра-

вильную связь. Наличие

Ti, Al и

некоторых

др.

элементов

приводит

образованию более сложных комплексных

http://jurassic.ru/

МАГ

анионов. Все они служат основой сиботаксических гр. Кроме

того,

магм, расплав содер. сульфиды и соединения типа

Рез04,

обладающие металлическими связями, атомы рас-

творенных металлов и молекулы растворенных газов (по

Овчинникову). Т. о. М. представляет собой ионно-элек-

тронную микрогетерогенную жидкость. Изучение силикат-

ных стекол показывает, что они (а следовательно, и М.)

состоят из анионных гр. или сложных комплексов, сибо-

такситов, внутри которых существуют прочные ионные и

ковалентные связи, в то время как между этими гр. дей-

ствуют слабые силы типа сил Ван-дер-Ваальса. Т. В. Пере-

калина.

МАГМА

АВТОХТОННАЯ

— по Штилле, палингенная

магма, не испытавшая последующей миграции.

МАГМА

АЛЛОХТОННАЯ

— по Штилле, палингенная

магма, мигрировавшая из соседних областей в подкоровой

зоне.

МАГМА

НАТЕ

КТИ

ЧЕС

КАЯ — образовавшаяся в ре-

зультате расплавления (анатексиса).

МАГМА

АПОЭВТЕКТИЧЕСКАЯ

— по Коржинскому

(I960),

пересыщенная одними м-лами и, возможно, недосы-

щенная др. Эта М. может образоваться в том случае, когда

в эвтектической М. изменяется щелочность вследствие изме-

нения концентрации подвижных компонентов. Примером

подкисленных М. а. являются магмы аплитов. По мере

кристаллизации магмы в ней накапливаются кислотные

компоненты (HF, НС1, С0

и т. п.), которые не входят

в состав кристаллизующихся из магмы м-лов. Это приводит

к повышению кислотности магмы и к пересыщению ее крем-

неземом.

МАГМА

БАЗАЛЬТОВАЯ

— совокупность магм, распла-

вов,

из которых образуются различного типа базальты и

их глубинные аналоги. По Иодеру и Тилли (1955), все

природные разновидности базальтовых расплавов в соот-

ветствии с их нормативным составом подразделяются на

5 гр.: 1) толеиты, пересыщенные Si0

— содер. норматив-

ные кварц и гиперстен; 2) толеиты, насыщенные Si0

—

содер.

нормативный гиперстен; 3) оливиновые толеиты,

недосыщенные Si0

— содер. нормативные гиперстен и

оливин; 4) оливиновые базальты — содер. нормативный

оливин; 5) щелочные базальты — содер. нормативные не-

фелин и оливин. Однообразие состава базальтов, большой

объем и широкое распространение их во все геол. эпохи

свидетельствуют о том, что М. б.— один из основных типов

магм,

расплавов, образующихся в ходе геол. процессов.

Происхождение М. б. теперь связывают с селективным плав-

лением пиролитового материала верхней мантии (см. Асте-

нолит).

МАГМА

ВТОРИЧНАЯ

—общ. назв. для силикатных рас-

плавов, образующихся либо в результате дифференциации

во вторичных магм. басе, (чаще вблизи поверхности или

на месте образования магм, тел сложного состава), либо

в результате контаминации и гибридизации (Шейнманн,

1968).

МАГМА

ГИПОГЕННАЯ

—по Штилле, глубинная магма

базальтового и перидотитового типа и частично салические

продукты ее дифференциации. Противопоставляется лито-

генной (палингенной) магме.

МАГМА-ГРАНИТЫ,

Niggli, 1950,—граниты чисто магм,

происхождения. Изл. термин.

МАГМА

КРИСТАЛЛИЗУЮЩАЯСЯ

— по Д. Григорьеву,

1946, магма, представляющая собой гетерогенную систему

из к-лов и жидкости.

МАГМА

ЛИТОГЕННАЯ

— по Штилле, палингенная маг-

ма, т. е. магма, образованная путем переплавления г. п.

преимущественно в глубоких слоях земной коры, в усло-

виях высоких давлений и температур. К ней Штилле от-

носит почти все гранитные магмы, внедрившиеся и застыв-

шие в последокембрийские геол. эпохи.

МАГМА

МАТЕРИНСКАЯ

— давшая начало в процессе

дифференциации или кристаллизации определенным из-

верженным п., иногда целой серии п. или комплексу. Син.:

магма родоначальная.

МАГМА

ОСТАТОЧНАЯ

—остающаяся после кристалли-

зации главной массы магм, расплава (Fogt, 1921).

МАГМА

ПАРАХТОННАЯ

— по Штилле, мигрировавшая

под земной корой из соседних областей.

МАГМА

ПЕРВИЧНАЯ

— возникшая в глубоких частях

земной коры или верхней мантии при процессах глубин-

ного плавления. Некоторые исследователи считают, что

в качестве М. п. может рассматриваться только магма ос-

новного или ультраосновного состава. Гранитная магма,

возникшая при процессах селективного плавления или па-

лингенеза, считается ими вторичной. Шейнманн (1968)

предлагает среди М. п. различать: а) собственно первичные

магмы; б) первичные магм, «каши» (магм, жидкости, сме-

шанные с твердой фазой в результате частичного плавления

вещества); в) производные первичные магмы (магм, рас-

плавки, изменившие свой состав в результате частичного

выделения тугоплавких твердых фаз, происходящего на

глубине, в области возможных очагов магмы).

МАГМА

РОДОНАЧАЛЬНАЯ

— син. термина магма ма-

теринская.

МАГМА

ЭМУЛЬСИОННАЯ

— состоящая из несмешива-

ющихся жидкостей разл. состава, возникших в процессе

ликвации (Д. Григорьев, 1946). Уст. термин.

МАГМАТИЗМ

— термин, объединяющий эффузивные

(вулканизм) и интрузивные (плутонизм) процессы в разви-

тии геосинклинальных (складчатых) и платформенных

областей. Под М. понимают совокупность всех геол. про-

цессов, движущей силой которых являются магма и ее про-

изводные.

МАГМАТИЗМ

ГЕОСИНКЛИНАЛЬНЫЙ

— связан со ста-

дией геосинклинального погружения или с ранней стадией

развития складчатых областей; по Билибину,— с началь-

ными и ранними этапами (см. Магматизм начальный).

Иногда (Хаин, 1964) этот термин понимают в более широком

смысле: как совокупность магм, проявлений всех стадий

развития складчатой области (см. Магматизм складчатой

области).

Штилле (Stille, 1937, 1944) четко сопоставил

общую тект. последовательность развития геосинклиналей

с последовательностью проявлений магматизма, и введен-

ная им терминология получила широкое применение за

рубежом.

Тект.

последователь-

ность

Геосинклинальное сс

стояние.

Орогения

Квазикратонное (пос-

лескладчатое) состоя-

ние.

Вполнекратонное со-

стояние.

Последовательность магма-

тизма

Начальный (инициальный)

симатический магматизм.

Орогения 2. Синорогенный сиалический

плутонизм.

Квазикратонное Спос- 3. Субсеквентный сиаличе-

ский вулканизм и интер-

цедентный плутонизм.

Конечный (финальный)си-

матический вулканизм.

В СССР принято М. г. понимать как начальный, или

инициальный. Он представлен излияниями лав основного

состава, б. ч. подводными (кератофир-спилит-диабазовая,

спилит-диабазовая форм.), за которыми обычно следуют

альпинотипные интрузии ультрабазитов и габбро (габбро-

перидотитовая форм.). Для этих магм, образований приме-

няется также термин «магматизм офиолитовый», представ-

ляющий собой наиболее распространенный случай М. г.

зон эвгеосинклинального типа. М. г. завершается интрузия-

ми габбро и плагиогранитов (габбро-плагиогранитовая форм.)

и излияниями лав с широкой вариацией состава от базаль-

товых порфиров до дацитов (форм, андезитовых и базаль-

товых порфиров). Все проявления М. г. объединяются

обычно в гр. магм. форм, ранней (собственно геосинкли-

нальной) стадии развития складчатых областей.

МАГМАТИЗМ

ИНИЦИАЛЬНЫЙ

— син. термина маг-

матизм начальный.

МАГМАТИЗМ

ИНТЕРЦЕДЕНТНЫИ

— по Штилле (Sti-

lle,

1940), промежуточный сиалический (гранитный, грано-

диоритовый) плутонизм, проявляющийся в перерывах меж-

ду излияниями субсеквентных вулканитов. Штилле отме-

чал,

что при развитии субсеквентного эффузивного магма-

тизма, следующего за проявлениями более раннего синоро-

генного плутонизма, вклиниваются периоды, когда маг-

матизм вновь приобретает плутонические формы. Это он и

называет «интерцедентным» (т. е. наступающим вперемеж-

ку) плутонизмом, который проявляется не в начале цикла

сиалического магматизма, как магматизм синорогенный,

а в середине или даже в конце его. М. и. можно было бы

также обозн. как субсеквентный плутонизм, имея в виду

разделение субсеквентного магматизма на более мощный,

преобладающий субсеквентный вулканизм и на более огра-

403

26«

http://jurassic.ru/

МАГ

ничейный

по

масштабам проявления субсеквентн'ый плуто-

низм.

Исследованиями последних

лет

доказана значительно

-большая роль интрузивных процессов

посторогенном

пе-

риоде,

для

которого особенно характерными являются

интрузивно-эффузивные ассоциации (напр., липарит-гра-

нитовые).

МАГМАТИЗМ КОНЕЧНЫЙ

(ФИНАЛЬНЫЙ)

— по

Штилле, преимущественно основной вулканизм вполнекра-

тонных участков земной коры, распространенных

как на

поднятиях,

так и на

погруженных кратонах (Stille, 1940).

Назв.

М. к.

было дано Штилле исходя

из

условий развития

областей, ранее бывших геосинклинальными,

затем став-

ших кратонами; базальтовый

М.

вполнекратонных областей

означает конечное состояние,

которому стремится геотект.

развитие,

и в

этом смысле

он был

назван конечным,

или

финальным. Смена субсеквентного сиалического магматиз-

ма конечным, почти целиком симатическим, свидетельствует,

по Штилле,

об

изменении глубинных

подкоровых условий,

одним

из

важнейших среди которых является большая

жесткость коры

период вполнекратонного состояния.

М.

к.

проявляется почти исключительно

эффузивных

формах. Кроме резко преобладающих симатических

п.

М. к.

относятся также более кислые

щелочные разно-

видности (риолиты, трахиты, фонолиты), которые высту-

пают явно

как

остаточные продукты

по

отношению

глу-

бинным симатическим магмам

в тех. же, что и

конечные

основные

п.,

геотект. условиях.

совр. учении

магм,

форм.

М. к.

Штилле соответствуют некоторым эффузивным

форм,

поздней (консолидационной) стадии тектоно-магм.

цикла

(см.,

напр., форм, липарит-базальтовую),

также

большинству магм. форм, постконсолидационной активи-

зации.

МАГМАТИЗМ НАЧАЛ

ЬНЫИ

—

характеризуется мощ-

ными накоплениями подводных вулканогенных толщ

(спи-

лит-диабазовая, андезитовая, кварц-кератофировая форм.)

и серией интрузивных форм.

(гр.

гипербазитовых форм.,

габбро-плагиогранитовая, габбро-сиенитовая форм.). Про-

филирующими

для М. н.

являются магмы основного

удьтраосновного состава

и их

более кислые дифференциа-

ты.

М. н.

типичен

для

эвгеосинклиналей

интенсивно про-

является

стадию геосинклинального погружения (началь-

ные

ранние стадии развития подвижных поясов).

М. н.

первоначально описан Штилле (Stille, 1940); более полно

—

в работах Билибина (1955), Кузнецова (1964)

и др. Син.:

магматизм инициальный.

МАГМАТИЗМ НАЧАЛЬНЫЙ ПРОДЛЕННЫЙ — по

Штилле (Stille, 1940), магматизм, представленный петро-

графическими типами

п.,

характерными

для М.

начального,

но который, пережив собственно геосинклинальный период,

продолжался вплоть

до

главной складчатости.

качестве

примера областей проявления

М. н. п.

Штилле приводит

Рейнские сланцевые горы,

где

складчатые сооружения,

созданные главной (бретонской) складчатостью, секутся

диабазовыми дайками.

свете совр. представлений

магм,

форм,

закономерностях

их

проявления

развитии склад-

чатых областей подобные факты рассматриваются

не как

какое-то особое продление начального магматизма

средние

и поздние стадии тектоно-магм. цикла,

а как

закономерное

проявление более основных магм, продуктов (габбро, диаба-

зов,

базальтов, иногда пироксенитов

горнблендитов)

в ка-

честве первых интрузивных

фаз

(иногда

качестве само-

стоятельных комплексов), предшествовавших развитию

преимущественно сиалического магматизма

(см..

форм,

габбро-диорит-диабазовая, габбро-диорит-гранодиоритовая

др.).

МАГМАТИЗМ ОРОГЕННЫЙ

—магматизм орогенной ста-

дии развития подвижных поясов, наступающей после глав-

ной складчатости; характеризуется наземными извержения-

ми

гл. обр. из

вулканов центрального типа

большим

развитием интрузивно-эффузивных

асе. с

интрузиями

ги-

пабиссального характера. Широко развиты кислые, средние

и слабощелочные эффузивы, обнаруживающие часто комагм.

связи

калиевыми гранитовыми, диоритовыми

сиенито-

выми интрузиями. Штилле назвал

М.

этой стадии, обычно

характеризующийся широким развитием эффузивов,

суб-

секвентным вулканизмом.

По Ю. А.

Билибину,

ему

соот-

ветствуют комплексы поздних этапов.

конце орогенной

стадии часто вновь развивается базальтовый

трахиба-

зальтовый магматизм (финальный вулканизм,

по

Штилле)

404

или

проявляются контрастные липарит-базальтовые

и тра-

хилипарит-трахибазальтовые форм.,

во

многих районах

завершающие

М. о.

(комплексы конечных этапов,

по Би-

либину,

которым

он

также относил комплексы даек

малых интрузий пестрого состава). Термин

М. о.

сейчас

является малоупотребительным ввиду

его

неопределенности,

т.

к.

объем

границы орогенной стадии

(или

этапа) разл.

исследователи понимают по-разному. Зарубежные геологи

пользуются

основном терминологией Штилле,

советские

петрологи

металлогенисты проявления

М. о.

относят

к форм, поздней'(консолидационной) стадии тектоно-магм.

цикла

соответствии

наиболее принятым сейчас

его

трех-

членным делением.

Н. П.

Михайлов.

МАГМАТИЗМ ОФИОЛИТОВЫЙ —

начальный геосин-

клинальный

М.

существенно базальтоидный.

См.

Офиоли-

ты.

Термин

М. о.

более узкий,

чем

термин «магматизм

начальный»,

так как он

отражает только частный случай

последнего, правда весьма распространенный.

МАГМАТИЗМ ПЛАТФОРМЕННЫЙ —

отличается

от

магматизма складчатых областей меньшей интенсивностью

проявления

относительно большим разнообразием своих

продуктов, представляющих собой почти исключительно

производные основных

щелочно-основных магм.

По

Хаи-

ну (1964),

М. п.

типичен

для

подвижных платформ

всегда

связан

нарушением платформенного тект. режима, кото-

рое вызывается оживлением движений

по

разломам.

Пе-

риоды оживления примерно совпадают

эпохами складча-

тости

смежных геосинклиналях. Специфика платформен-

ного магматизма освещена

работах Шейнманна (1956),

Старицкого (1958), Кузнецова (1964).

Для М. п.

типична

неравномерность распределения магм, образований

про-

странстве. Ареалы

М. п.

нередко расположены

краю

геосинклинальных областей, испытывающих складчатость,

и разделяются амагм. областями. Несмотря

на

некоторые

общие черты,

М. п. на

древних (докембрийских)

молодых

платформах заметно различается.

Для

начальной стадии

развития древних платформ характерны:

проявления

наземного вулканизма кислого состава среди

отл.,

сходных

с молассами (субиотний Балтийского щита, овручекая серия

Украинского щита);

протерозойские крупные дифферен-

цированные пластовые интрузии

лополиты габбро-норитов,

ассоциирующие

гранитами

гранофирами (Бушвельд

Ю.

Африке, Сёдбери

Канаде),

пластообразные интру-

зии гранитов рапакиви

сопутствующими габбро-лабрадо-

ритами (Выборгский массив

на

Балтийском щите, Коро-

стеньский массив

на

Украинском щите)

иногда интрузии

щелочных сиенитов.

Для

последующих стадий развития

некоторых древних платформ типичны грандиозные излия-

ния толеит-оазальтовых магм, сопровождаемые накопле-

ниями пирокластов

крупными пластовыми телами

дай-

ками долеритов

габбро-диабазов

—

трапповые форм.

Си-

бирской платформы (пермь

—

триас),

В. и Ю.

Африки

(триас

и мел —

палеоген), Западного Индостана

(мел —

палеоген)

и др. Для

Сибирской платформы Старицкий

Масайтис выделяют

2 гр.

магм, форм.:

эоплатформен-

ную,

возникавшую

прогибах шовных

зон и

авлакогенов,

еще

не

полностью утративших свою подвижность;

плат-

форменную, проявлению которой предшествуют обширные

сводовые поднятия (аркогенез),

за

которыми следуют рас-

колы, обрушения

опускания сводов.

К эоплатформенной

гр. они

относят гипербазит-норит-

габбровую, габбро-диорит-диабазовую

трахиандезит-габ-

бро-сиенитовую форм.;

все они по

формам проявления

составу слагающих

их г. п.

сходны

соответствующими

форм,

областей послеконсолидационной активизации.

Для

М.

п.

характерны небольшие

по

масштабу вулканогенные

проявления трахибазальтовых, щелочно-оазальтоидных

щелочно-ультраосновных магм, которые контролируются

рифтовыми зонами, глубинными разломами

узлами

их

пересечения.

По

возрасту

они

одновременны

траппами

или

чаще моложе

их. Асе.

сложнодифференцированных вулка-

ногенных

гипабиссальных магм,

тел,

состоящие

из

базаль-

тоидов

щелочных

п.

натрового

или

калиевого рядов,

ха-

рактерны

для

Великих Африканских разломов, Маймеча-

Котуйской провинции Сибирской платформы, Алданского

щита.

ними пространственно сближены,

но

чаще совер-

шенно самостоятельны

гр.

центральных интрузий щелоч-

ных

ультраосновных

п. с

карбонатитами (Ю.-З. Африка,

Балтийский

Алданский щиты),

также агпаитовых нефе-

линовых сиенитов (Балтийский

щит).

Особенностью магма-

тизма древних платформ является также ультраосновная

http://jurassic.ru/

МАГ

с повышенной щелочностью форм, кимберлитов, слагающих

трубки взрыва (меловые кимберлиты Африканской, Бра-

зильской и Индостанской платформ, триасовые кимберлиты

Сибирской платформы). Для Китайской платформы и

южной окраины Алданского щита специфично широкое раз-

витие интрузий мезозойской гранитоидной форм., сходных

с интрузиями геосинклинальных складчатых областей.

Магматизм эпипалеозойских платформ проявлен несрав-

ненно слабее и менее разнообразен. С ранней (до образова-

ния чехла) стадией их развития связаны небольшие по

масштабу излияния толеит-базальтовых магм, приурочен-

ные к грабенообразным структурам (пермо-триасовые ба-

зальты Тургайского прогиба, Аппалачей). К неоген-чет-

вертичной поздней стадии развития эпипалеозойских плат-

форм относятся локальные вулк. проявления дифференци-

рованных трахибазальтовых магм (Тянь-Шань, Северо-

Рейнская и Чешско-Силезская вулк. дуги). Е. Д. Карпова,

Н. П. Михайлов.

МАГМАТИЗМ

ПОЗДНЕОРОГЕННЫИ

— см. Магматизм

синорогенный.

МАГМАТИЗМ

ПОСТОРОГЕННЫИ

— магматизм склад-

чатых областей, проявляющийся после главной складча-

тости. По Штилле (Stille, 1940),-он наблюдается в трех

фазах: 1) магматизм и субсеквентный (последующий) —

андезитовый вулканизм; 2) магматизм интерцендентный

(промежуточный) — гранитовый и гранодиоритовый плуто-

низм;

3) конечный (финальный) магматизм — базальтовый

вулканизм.

МАГМАТИЗМ СИАЛИЧЕСКИЙ

— дающий продукты

кислого (в основном гранитоидного) состава, проявляется

в период складчатости и после нее, т. е. в период перехода

от геосинклинального развития к стадии поднятого кратона

(Stille, 1940). В процессе развития геосинклинали и перехода

ее в кратон он сменяет начальный (симатический) магматизм

и сам позднее сменяется магматизмом конечным (финаль-

ным) также симатического характера. Штилле указывает,

что между магматизмом начальным и конечным заключено

«симатическое интермеццо», охватывающее магматизм сино-

рогенный и субсеквентный, причинно обусловленный оро-

генезом и совпадающий с ним по времени. Сиалические мас-

сы,

отсутствовавшие в доорогенном периоде, принимают

участие в синррогенных интрузиях. Синхроничные им не-

многочисленные симатические тела Штилле рассматривает

как основные продукты дифференциации сиалических

магм,

мобилизующихся в связи с орогеническими про-

цессами.

МАГМАТИЗМ

СИМАТИЧЕСКИЙ

— дающий продукты

основного (базальтового, перидотитового) состава; связан

с геосинклинальным (см. Магматизм конечный) состоянием

земной коры (Stille, 1940).

МАГМАТИЗМ

СИНОРОГЕННЫЙ,

Stille, 1940,— пре-

имущественно сиалический плутонизм, сопровождающий

орогенез; имеет гранитоидный характер и проявляется

в двух фазах: а) высокоорогенной (Hochorogen) — в тече-

ние высшей фазы орогенеза («согласно залегающие» грани-

тоиды, в большей или меньшей степени связанные с регио-

нальным метаморфизмом); б) позднеорогенный (Spatoro-

gen) — следующий за главной фазой орогенеза («несогласно

залегающие» граниты и контактовый метаморфизм). В пер-

вой фазе внедрение магмы тесно связано с орогеническими

процессами и потому при ее затвердевании п. приобретают

гнейсовидные текстуры. Во второй фазе интенсивность

складчатых движений настолько ослабевает, что п. больше

не реагируют на складкообразование, а внедрение магмы

может в значительной степени определяться глыбовой тек-

тоникой. М. с. в большом объеме проявляется в поздне-

орогенную фазу. Общее отсутствие лав в период интенсив-

ного поднятия синорогенных батолитов Штилле считал

примечательной особенностью орогенного периода. Такой

же точки зрения придерживался и Билибин (1955). Однако

последующими исследованиями в некоторых складчатых

областях установлены андезит-дацитовые и плагиолипари-

товые эффузивы, перемежающиеся с молассами поздне-

орогенной фазы. После М. с. сиалический магматизм про-

должает развиваться, но в эффузивных формах, получив-

ших у Штилле название «субсеквентного вулканизма».

См.

Магматизм субсеквентный.

МАГМАТИЗМ

СКЛАДЧАТОЙ

ОБЛАСТИ

— тесно свя-

зан с высокой тект. активностью. Характер М. с. о. и его

интенсивность изменяются в зависимости от возраста склад-

чатых областей, их типов и стадий развития. Общая черта

М. с. о. разл. возраста — направленность развития от ос-

новного с подчиненной ролью ультраосновного в стадию

геосинклинального погружения к кислому — в стадию

главной складчатости и поднятия и после завершения

складчатости и образования разломов — к смешанному

(кислому и основному). Направленность и цикличность

развития М. с. о. наиболее полно были описаны Штилле

(Stille, 1940, 1950) и Билибиным (1947, 1955). М. с. о.

посвящены многие работы советских и зарубежных геологов

(Шейнманн, 1958; Кузнецов, 1964; Общие принципы, 1967;

Тернер и ферхуген, 1961 и др.).

Магматизм (М.) областей докембрийских складчатостей

(см.

Складчатости архейские) существенно отличается

от М. областей более молодых складчатостей. В первых

распространены: 1) метаморфизованные основные и ультра-

основные эффузивные и интрузивные п. (диабазы, габбро-

диабазы, габбро-нориты, пириты, гипербазиты); 2) грани-

тоиды разнообразного состава и происхождения. Преобла-

дают автохтонные анатектиты, мигматиты и метасомати-

ческие граниты, возникающие в условиях гранулитовой и

амфиболитовой фаций метаморфизма. Роль аллохтонных

магм,

гранитоидов возрастает в областях протерозойских

складчатостей. Для ряда областей древних складчатостей

типичны крупные сложно построенные докембрийские

интрузии анортозитов, ассоциирующих с габбро-норитами

и габбро. Анортозиты распространены локально, обычно

близ шовных структур вдоль окраин древних щитов (Алдан-

ский,

Балтийский, Канадский). Особенностью позднепро-

терозойского М. являются крупные одиночные массивы

щелочных гранитов и гранитов-рапакиви, .ассоциирующих

с лабрадоритами, нефелиновых сиенитов, а также сложно

построенные лополиты габбро-норит-гранофирового состава;

реже встречаются кислые и основные наземные вулкано-

генные п. Тект. режим образования позднепротерозойских

интрузий и вулканогенных п. недостаточно выяснен, чаще

всего их относят к ранней стадии развития древних плат-

форм (см. Интрузия платформы), но, возможно, их сле-

дует рассматривать как образования поздних стадий раз-

вития областей протерозойских складчатостей. К стадии

позднепротерозойской активизации древнейших складчатых

областей относят мелкие центральные интрузии щелочно-

ультраосновных п. (Алданский щит). М. областей палеозой-

ской и более молодых складчатостей весьма разнообразен.

По характеру его развития и составу магм. п. складчатые

области подразделяются на 2 контрастных типа — фемиче-

ский и сиалический, между которыми существуют переход-

ные типы. Одной из форм выражения стадийности развития

складчатых областей является стадийность проявления М.

(см.

Цикл тектоно-магматический). Для складчатых об-

ластей фемического типа и некоторых промежуточных типов

ведущий признак — проявление .основного и ультраоснов-

ного М. в стадию геосинклинального погружения (см.

Эвгеосинклиналь). К линейным зонам приурочены мощные

накопления подводных вулк. излияний (спилит-диабазовая,

кварц-кератофировая, андезит-базальтовая форм.), а также

интрузии основных и ультраосновных п., сменяющиеся

габбро-плагиогранитными и габбро-сиенитовыми интрузив-

ными комплексами (напр., некоторые зоны Урала, Алтае-

Саянской области, Малого Кавказа). Складчатые области

сиалического и промежуточного типов характеризуются

интенсивным проявлением кислого М. в виде крупных

батолитовых и трещинных интрузий гранитоидов. Внедре-

ние интрузий совпадает со стадией главной складчатости и

нередко продолжается и после ее завершения. Интрузии

размещаются в геоантиклинальных поднятиях и средин-

ных массивах, вдоль разломов, а также в раме складчатых

областей (палеозоиды Казахстана и Тянь-Шаня, мезозоиды

Востока СССР). Послескладчатый М., а также стадии акти-

визации складчатых областей представлены гипабиссаль-

ными трещинными интрузиями гранитоидов, сиенитов и

щелочных сиенитов, а также наземными вулканитами кис-

лого,

среднего и реже основного состава. Проявления М.

приурочены к разломам и наложенным вулкано-тект. струк-

турам, в том числе к вулк. поясам, расположенным вдоль

границ областей складчатости различного возраста (палео-

зоиды Казахстана и Тянь-Шаня, мезозоиды Востока СССР).

Е. Д. Карпова.

МАГМАТИЗМ

СУБСЕКВЕНТНЫЙ

— по Штилле (Stille,

1940),

посторогенный сиалический вулканизм, по времени 405

http://jurassic.ru/

МАГ

следующий непосредственно за синорогенным (точнее —

позднеорогенным) плутонизмом и характеризующий квази-

кратонное состояние фундамента. Штилле рассматривал

посторогенные эффузивы в непосредственной генетической

связи с синорогенными интрузиями, как их «вулканические

отголоски». В этом смысле он обозн. их как субсеквентные

(т.

е. последующие) по отношению к синорогенному плуто-

низму. Однако Штилле не считал субсеквентные расплавы

остаточными от предшествовавшего периода синорогенных

магм,

процессов. Более достоверной он считал идею возоб-

новления процесса расплавления сиалического слоя земной

коры, признавая, что началу субсеквентного вулканизма

соответствуют совершенно иные тект. условия, чем те, кото-

рые вызывали синорогенный плутонизм. Штилле подчерки-

вал,

что М. с. не является каким-то второстепенным явле-

нием в общей картине развития магматизма складчатых

поясов Земли, а представляет собой явление, закономерно

повторяющееся, широко распространенное территориально

и прослеживающееся в течение весьма продолжительных

периодов. Эти идеи Штилле нашли полное подтверждение

в совр. учении о магм, форм.: его М. с. полностью отвечает

гр.

послескладчатых наземных «порфировых» форм, (анде-

зитовой, липаритовой и др.), по времени появления которых

(свидетельствующему о коренной перестройке структурного

типа складчатой области) сейчас принято проводить грани-

цу между средней (инверсионной) и поздней (консолида-

ционной) стадиями тектоно-магм. цикла. В. Н. Москалева.

МАГМАТИЗМ

ФИНАЛЬНЫЙ

—-

син. термина магма-

тизм конечный.

МАГНЕЗИА-СКАРНЫ

— термин, предложенный Мерен-

ковым (1957) для оливин-энстатитовых п. с гигантокристал-

лической структурой, .образовавшихся в результате глубо-

кого контактового метаморфизма ультраосновных п. типа

серпентинитов под действием эманации гранитной магмы.

М.-с, содер. иногда лучистый антофиллит и гранат альман-

динового типа, являются продуктами одного из наиболее

сильных этапов метаморфизма ультраосновных г. п. С ними

иногда связаны м-ния антофиллит-асбеста (напр., в Сы-

сертском р-не на Урале).

МАГНЕЗИОАСТРОФИЛЛИТ

— м-л, разнов. астрофил-

лита, богатого магнием, мон. в отличие от трикл. астрофил-

лита.

МАГНЕЗИОКАТОФОРИТ

— м-л, щелочной амфибол со-

става Na

CaMg

(Fe

, А1)[(ОН, F)

|AlSi

Конечный

член непрерывной изоморфной серии М.— катофорит.

В тералитах, шонкинитах и др. г. п.

МАГНЕЗИОЛЮДВИГИТ

— м-л, конечный член изоморф-

ного ряда людвигита. Цвет и черта зеленые. Бл. шелко-

вистый, стеклянный. П. м. прозрачен. Тв. 6—7. Уд. в. 3,75.

МАГНЕЗИОРИБЕКИТ—

м-л, щелочной амфибол,

[(OH, F)|Si

On]

. См. рибекит.

МАГНЕЗИОФЕРРИТ

—м-л гр. ферришпинелей, MgFe

Образует изоморфный ряд с магнетитом. Mg незначитель-

но замещается Zn и Mn

, a Fe

— Al и Cr. Куб. Габ. окта-

эдрический. Агр. зернистые. Черный до коричневато-чер-

ного.

Черта от серо-черной до темно-красной. Бл. метал.

Магнитен. Тв. 6—6,5. Уд. в. 4,6. В отл. фумарол с гемати-

том.

Железистый М. образуется в тех же условиях,' что

и магнетит, но реже.

МАГНЕЗИОХЛОРИТОИД

— м-л, Mg

AlAl

[(OH)

(Si0

)

См. Хлоритоид.

МАГНЕЗИОХРОМИТ

— м-л, MgCr

. Конечный член

изоморфного ряда хромшпинелидов. В природе не обна-

ружен.

МАГНЕЗИТ

[по обл. Магнезиа в Фессалии, Греция] — м-л,

MgS0

. Существует изоморфный ряд MgC0

— FeC0

и неполные ряды MgC0

— МпСОз и MgC0

— СаС0

Разнов.: железистый М.— брейнерит, мезитит, пистомезит.

Триг. К-лы ромбоэдрические, редко призм., таблитчатые

или скаленоэдрические. Сп. сов. по {10Ц}. Агр. зернистые,

пластинчатые, фарфоровиДные, земл. и грубоволокн. Бес-

цветный, белый, серый, желтый, коричневый. Тв. 3,5—4,5.

Уд.

в. 3,0. Растворяется в НС1 при нагревании. Происхож'-

дение: 1. Гидротерм.; образуется путем замещения извест-

няков или доломитов, а также при воздействии гидротерм

на ультраосновные п. 2. Инфильтрационное: при хим. вы-

ветривании серпентинитов. 3. Редко — осадочное; приурочен

к соле- и гипсоносным осад, толщам. Используется в ме-

таллургии как огнеупор, в производстве строительных,

отделочных и термоизоляционных материалов — т. н. маг-

незиальный цемент, в резиновой, бумажной и др. отраслях

промышленности, а также для получения Mg. Применение

М. основано на высокой огнеупорности и вяжущих свойст-

вах окиси магния. М., обожженный при 1500—1650 "С,

представляет собой высокоогнеупорный материал для из-

готовления магнезитового кирпича а обожженный при

750—1000 °С дает окись магния (каустический магнезит)

и образует с растворами хлористого или сернокислого маг-

ния магнезиальный цемент (цемент Сореля), обладающий

хорошими вяжущими свойствами. Температура плавления

чистой окиси магния 2800 °С. Основным потребителем М.

является промышленность огнеупоров (магнезитовый кир-

пич),

использующая 90% добываемого сырья. Второе

место занимает производство магнезиального цемента для

промышленности абразивов и строительства. Кроме того,

М. в небольшом количестве потребляют в металлургии

(металлический магний), хим. (сернокислый магний), фар-

мацевтической (препараты магния), керамической (флюс),

резиновой (ускоритель при вулканизации), бумажной, са-

харной промышленности. Син.: магнезитовый (магнезиаль-

ный) шпат.

МАГНЕЗИТОВЫЙ

(МАГНЕЗИАЛЬНЫЙ)

ШПАТ

— син.

магнезита.

МАГНЕТИЗМ

ЗЕМНОЙ

—син. термина геомагнетизм.

МАГНЕТИТ

—м-л гр. ферришпинелей, Fe

. Обра-

зует изоморфный ряд с магнезиоферритом MgFe

непрерывные ряды с др. шпинелидами. Fe

замещается

Mg, Mn

, Ni, a Fe

— V, Cr, Ti, Al. Нередко содер.

повышенное количество Fe

— переход к магнетиту. Куб.

К-лы октаэдрические, реже ромбододекаэдрические и куби-

ческие. Дв. по шпинелевому закону — по {111}. Отдельность

по {111}, реже по др. пл. Агр. зернистые, друзы, радиаль-

нолучистые, почковидные, оолитовые, сажистые и др.

Сильно магнитен. Черный, иногда с синеватой побежалостью.

Черта черная. Бл. полуметал, до метал. Тв. 5,5—6. Уд. в.

4,8—5,3.

Образование: 1. В метеоритах. 2. Магм, м-ния:

а) в габбро, норитах, пироксенитах и др. г. п. с пирротином,

халькопиритом, пентландитом; б) в габбро, пироксенитах,

анортозитах с ильменитом; обычны титаномагнетит и куль-

сонит; в)

гранит-и сиенит-порфирах с апатитом и пироксе-

ном;

г) в остальных изверженных г. п. в малых количествах.

Редко в отл. фумарол. 4. Редко в пегматитах. 5. Кон-

тактово-метасоматические м-ния: а) в магнезиальных скар-

нах с людвигитом; б) в известковых скарнах с эпидотом,

скаполитом, сульфидами. 6. Высокотемпературные гидро-

терм,

м-ния, нередко связанные с траппами; асе. с гемати-

том,

обычен магномагнетит. 7. Редко в среднетемпературных

гидротерм, м-ниях с сульфидами. 8. В россыпях. Наиболее

крупные — элювиальные и делювиальные, а также мор-

ские россыпи. 9. Метаморфогенные м-ния: а) в железистых

роговиках и кварцитах с гематитом; б) в шпинель-корун-

довых роговиках с герцинитом; в) в хлоритовых сланцах

с пиритом и в др. метам, г. п. Важнейшая руда Fe. Из ти-

таномагнетита кроме Fe извлекается Ti, а из кульсони-

та — V. Разнов.: магномагнетит, манганмагнетит, титано-

магнетит, хроммагнетит, ванадиомагнетит и др. Син.: маг-

нитный железняк.

МАГНЕТИТИТ

(МАГНЕТИТОЛИТ)

— см. Ферролиты.

МАГНЕТОПЛЮМБИТ

— м-л, PbFei

, Pb частично за-

мещается Mn

, a Fe

— Мп и Ti. Гекс. К-лы дипирами-

дальные. Сп. сов. по {0001}. Сильно магнитен. Серо-черный.

Черта темно-коричневая. Тв. 6. Уд. в. 5,52. Непрозрачен.

В гидротерм, жилах, асе. с гематитом, манганофиллитом,

кентролитом. Редок.

МАГНИЕВЫЙ Л

ЕП

ИДОЛ

ИТ — м-л, син. тайниолита.

МАГНИОБОРИТ

— м-л, изл. син. суанита.

МАГНИОФИЛИТ

— м-л, (Мп, Mg, Fe

[P0

]

. Mg—

аналог литиофилита. В пегматите, в срастании с трифили-

том.

МАГНИТНАЯ

ВОСПРИИМЧИВОСТЬ

— см. Восприим-

чивость магнитная.

МАГНИТНЫЙ

ЖЕЛЕЗНЯК

— м-л, син. магнетита.

МАГНИТНЫЙ

КОЛЧЕДАН

— м-л, син. пирротина.

МАГНИТОМЕТРЫ

— приборы для измерения напряжен-

ности магнитного поля. Применяются в магниторазведке

для измерения магнитного поля Земли (полевые магнито-

метры) и изучения физ. свойств г. п. и руд. В качестве

http://jurassic.ru/

МАГ

чувствительного элемента (датчика) наиболее употреби-

тельны: магнитная стрелка (стрелочные М., магнитные ве-

сы),

магнитные материалы с нелинейными характеристи-

ками (феррозондовые М.) и датчики, основанные на ис-

пользовании явлений протонного резонанса (ядерные или

протонные М.) или на зависимости опт. явлений от магнит-

ного поля (М. с опт. накачкой). Различают абс. измерения

магнитного поля, при которых значение напряженности

в данной точке определяется непосредственно в единицах

напряженности — эрстедах (без использования эталонов),

и относительные измерения. Для последних значения на-

пряженности получаются либо, путем сравнения (эталон,

опорная точка), либо в виде приращений по отношению

к некоторому усл. уровню (А2, ДГ, ДЯ, см. Элементы

земного магнетизма). Абс. значения напряженности можно

получить с помощью протонных М. или М. с опт. накачкой.

Все остальные М. предназначены для относительных изме-

рений. Из стрелочных М. наиболее употребительны: верти-

кальные магнитные весы (точность измерений 1—2 гаммы)

и астатические М. (М-2, Фанзелау, М-23, М-27). Из фер-

розондовых М. чаще применяются аэромагнитометры

АЭМ-49, АМ-13,__ АММ-13 и АМФ-21 (последний — в

аэрогеофизической станции), измеряющие ДГ с точностью

от 1—2 (АММ-13) до 25—30 гамм (АМФ-21), и наземный

М. М-17 для измерения AZ (с точностью нескольких гамм).

Феррозондовые М. применяются также в каротаже.

Ю.

П. Тафеев.

МАГНИТОРАЗВЕДКА

— геофиз. метод разведки, осно-

ванный на различиях магнитных свойств г. п. и руд. Пер-

вые упоминания о применении горного компаса в Швеции

для поисков железных руд относятся к XVII в. В России и

СССР возникновение и развитие метода связано с именами

Менделеева, Баумана, Бахурина, Логачева и др. Магнит-

ные измерения в геологии применяются для поисков м-ний

полезных ископаемых, геол. картирования (аэромагнитная

съемка, наземные магнитные съемки), корреляции п.

по магнитным свойствам и определения содер. железа (пет-

рофизические исследования, магнитный каротаж), опреде-

ления относительного возраста п. и решения вопросов пла-

нетарной геотектоники (палеомагнетизм). В . последние

годы появилась геохим. разнов. М., имеющая задачей

выявление ореолов рассеяния магнитных м-лов в рыхлых

отл.

(каппаметрия) и м-лов-индикаторов гидротерм, про-

цессов (термокаппаметрия). В основу расчета аномальных

магнитных полей и количественной интерпретации магни-

торазведочных данных положено представление об одно-

родной намагниченности геол. тел, создающих магнитные

аномалии, справедливое в реальных условиях с достаточной

для практики точностью. Для однородной намагниченности

теоремой Пуассона устанавливается связь между гравита-

ционным и магнитным потенциалами:

где и — магнитный потенциал тела, создающего аномалию;

1х, 1у, и — составляющие вектора намагниченности /;

v — гравитационный потенциал тела при плотности

g- -10

г/см

. Составляющие вектора напряженности ано-

мального магнитного поля получаются дифференцирова-

нием выражения для магнитного потенциала по соответ-

ствующим координатам (аАТа), представляющим собой

проекцию вектора Т

на направление нормального маг-

нитного поля Земли — дифференцированием по направ-

лению Го. Формула Пуассона лежит в основе почти всех

расчетов аномального магнитного поля. Особенно простыми

эти расчеты становятся для случая вертикального намаг-

ничения (при 1х = 1у = 0), когда магнитный потенциал

, пропорционален силе тяжести, вертикальная составляю-

щая — вертикальному градиенту силы тяжести (в случае

двухмерной задачи — кривизне), горизонтальная состав-

ляющая Н — горизонтальному градиенту силы тяжести

(см.

Гравиразведка), и можно заимствовать для расчетов

магнитных аномалий все формулы, полученные в грави-

разведке.

Используемые в М. исходные формулы позволяют ре-

шать прямую задачу, т. е. рассчитывать аномальный эф-

фект для намагниченных тел любой формы с помощью

специальных палеток (напр., Д. С. Микова)или с помощью

электронных вычислительных машин (ЭВМ). Для простей-

ших моделей (шар, пласт) выражения для Z

, Н

и Д Та

получаются в виде комбинации элементарных функций.

Обратная задача М. решается методом подбора моделей,

т. е. выбором такой формы тела и таких параметров его

намагниченности, которые дают расчетный эффект, соответ-

ствующий (с заданной точностью) фактически наблюден-

ному полю. Теоретически обратная задача магниторазведки

неоднозначна, но практически на основе тех или иных геол.

представлений всегда удается подобрать наиболее досто-

верную модель. Сложность решения обратной задачи в М.

состоит в том, что всякое наблюденное поле представляет

собой сумму магнитных аномалий (полей) от отдельных

возмущающих тел, имеющих в общем случае разные формы,

размеры, глубину залегания и магнитные свойства. Для каж-

дой из таких аномалий при интерпретации, строго говоря,

должно быть выбрано свое нормальное поле, и каждая ано-

малия должна интерпретироваться отдельно. Способы раз-

деления аномалий разл. порядков (осреднение, пересчеты

на высоту, вычисление высших производных) не могут

гарантировать полного устранения мешающих аномалий,

искажают форму выделяемой аномалии и позволяют ре-

шать поставленную задачу лишь приближенно. Если вы-

бранная модель проста, то определение ее параметров про-

изводится либо по характерным точкам наблюденной кри-

вой,

либо с помощью специальных палеток (напр., логариф-

мических). В последнем случае одновременно решается

вопрос и о соответствии поля модели наблюденному полю.

При наличии быстродействующих ЭВМ оптимальным спо-

собом интерпретации является последовательный подбор

и уточнение моделей до наилучшего совпадения наблюден-

ного и рассчитанного полей с учетом геол. представлений

и уровня помех. Масштаб магнитных съемок и методика

магниторазведочных работ определяются характером по-

ставленной геол. задачи. Как правило, изучение террито-

рии начинается в мелких масштабах (аэромагнитная съем-

ка),

и детальные наземные съемки в крупных масштабах

ставятся на более ограниченных площадях. Перед выпол-

нением полевых измерений все магнитометры градуиру-

ются,

и в процессе съемки производится необходимое коли-

чество повторных наблюдений, которые позволяют учесть

и устранить дрифт нуля приборов. При высокоточных

съемках применяется каркасная сеть, на точках которой

наблюдения выполняются с повышенной точностью. Ря-

довые наблюдения привязываются к точкам каркасной

сети системой специальных ходов. В процессе съемки

обязательно изучаются магнитные свойства г. п. для

целей геол. интерпретации магнитного поля. Иногда съем-

ки в крупных масштабах сопровождаются каппаметрией

элювиально-делювиальных отл., которая позволяет быстро

выделять магнитные разности г. п., выходящих непосред-

ственно под рыхлые отл. Геол. интерпретация магнитного

поля в мелких масштабах, как правило, начинается с райо-

нирования изучаемой территории по характеру магнитного

поля.

При этом выделяются характерные типы полей и

производится увязка полученных данных с геол. пред-

ставлениями. При работах в крупных масштабах для

истолкования особенностей магнитного поля используются

опорные профили с известным геол. разрезом. В платфор-

менных областях, закрытых мощным чехлом осад, отл.,

данные М. позволяют уточнить строение кристаллического

фундамента путем выделения линейных структур, участков

развития магнитных п. и поднятий в рельефе. Здесь М.

применяется в комплексе с др. геофиз. методами (грави-,

сейсмо- и электроразведкой), как правило, на первом этапе

изучения территории. М. с успехом применяется при по-

исках железорудных м-ний, где во многих случаях ее

можно рассматривать как прямой метод поисков (магнети-

товые руды) и где данные магниторазведки используются

для предварительной оценки запасов и качества руд.

На стадии разведки магнитный каротаж позволяет су-

щественно уточнять данные, необходимые для подсчета

запасов.

При поисках др. полезных ископаемых (бокситов, марган-

ца, алмазов, полиметаллов и др.) М. применяется в ком-

плексе с др. геофиз. и геохим. методами и решает в основ-

ном задачи геол. картирования, хотя в благоприятных

случаях способна и непосредственно выделять рудные

тела. Ю. П. Тафеев.

http://jurassic.ru/

МАГ

МАГНИТОСТРИКЦИЯ —явление изменения формы и

размеров тела при намагничивании; характерна для ферро-

магнитных веществ и измеряется относительной величиной

удлинения ферромагнетика при намагничивании его до

насыщения.

МАГНИТОСФЕРА

ЗЕМЛИ — область околоземного про-

странства, включающая верхние слои атмосферы; в М. 3.

геомагнитное поле преобладает над магнитным полем др.

источников и контролирует движение ионизированных

частиц.

М. 3. имеет сложную форму и простирается на

расстояние, в несколько раз большее радиуса твердой

Земли.

МАГНИТУДА ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ (М) — относительная

энергетическая характеристика землетрясения, введена

Рихтером. Определяется как логарифм отношения макси-

мальных амплитуд волн данного землетрясения к ампли-

тудам таких же волн некоторого стандартного землетрясе-

ния.

Существуют различия'в определении М для близких,

удаленных и глубокофокусных землетрясений, зависящие

от типа используемых волн. Величина М связана с энергией

Е землетрясения эмпирическим соотношением: Е

жд

= 2,4 + 2,14М — 0.05М

(Гутенберг, Рихтер). М опреде-

ляется с ошибкой <0,25. Характеристика землетрясений

разной М: 0 — наименьший толчок, зарегистрированный

чувствительным прибором вблизи эпицентра; 5 — земле-

трясение сопровождается небольшими разрушениями; 7 —

сильное землетрясение; 8,5—8,9 — самые сильные из за-

регистрированных землетрясений.

МАГНОЛИЕВЫЕ

— см. Растения магнолиевые.

МАГНОЛИТ [по м-нию Магнолия, США] — м-л,

[Te0

] (?). Габ. игольчатый. Агр. радиальнолучистые.

Белый. Бл. шелковистый. В з. окисл.; продукт изменения

колорадоита в асе. с самородной Hg, лимонитом, псиломе-

ланом и др. Изучен плохо.

МАГНОМАГНЕТИТ — м-л, (Fe, Mg)Fe

. Член изо-

морфного ряда магнезиоферрит — магнетит.

МАГНОФАЦИИ — крупные пояса отл. сходного литоло-

гического и палеонтологического характера. Выражают осо-

бые обстановки осадкообразования, выдерживавшиеся при

изменении их географического положения. М. пересекают

стратиграфические подразделения. Изл. термин.

МАГНОФЕРРИХРОМИТ — м-л, (Mg, Fe)(Cr, Fe)

Член изоморфного ряда хромшпинелиды — ферришпине-

ли.

Изл. термин. См. Хромшпинелиды.

МАГНОФОРИТ — м-л, щелочной амфибол, равнозн. ка-

лиевому катофориту, содер. Ti, которым частично замещен

Si.

Син.: манганофорит.

МАГНОХРОМИТ — м-л, (Mg, Fe)Cr

. Член изоморф-

ного ряда хромшпинелидов.

МАГНУССОНИТ

[по фам. Магнуссон] — м-л,

(Мп,

Mg, Cu)

[(OH, Cl)!(As0

)

]. Куб. Тонкозернистые

корочки в трещинках в доломите. Зеленый. Черта белая.

Бл.

стеклянный. Тв. 3,5—4. Уд. в. 4,3. В асе. с кальцитом,

тригонитом, диксенитом и Mn-содер. серпентином.

МАДЛЕН — см. Культура мадленская.

МАИАИТ — м-л, син. диопсид-жадеита.

МАЙЕНИТ —м-л, 12СаО-7А1

. Куб. Мелкие округлые

зерна. Бесцветный, прозрачный, изотропный. Уд. в. 2,85.

В известняковых включениях в лейцит-тефритовой лаве.

МАЙЕРСИТ

(МИЕРСИТ)

[по фам. Майерс] — м-л,

ct-Agl. Около 20% атомов Ag замещает Си. Куб. Сп.

сов.

по {011}. Агр.: корочки. Канареечно-желтый. Бл. ал-

мазный. Тв. 2,5. Уд. в. 5,64. В з. окисл. с церусситом,

малахитом, лимонитом, йодаргиритом. Син.: купройодар-

гирит.

МАЙЗЁРИТ

(МИЗЕРИТ)—м-л, KCa

[Si

ОН]-Н

Ромб.

(?). Габ. волокн., призм. Розовый. Тв. 5. Уд. в. 2,78.

В метаморфизованном сланце у контакта с нефелиновым

сиенитом; ассоциации с ортоклазом, эгирином, волласто-

нитом.

МАЙСКИЙ ЯРУС [по р. Мае, В. Якутия], (Чернышева,

1955),—

в. ярус. ср. отдела кембрийской системы, принятый

в СССР. На Сибирской платформе делится на 3 местные

зоны (снизу): Anopolenus — Paradoxides rugulosus, Anomo-

carioides и Aldanaspis — Lejopyge laevigata. Соответствует

зонам Paradoxides davidis, Paradoxides forchhammeri и

408

Lejopyge laevigata 3. Европы.

МАЙЧЕНЕРИТ

[по фам. Майченер] — м-л, PdBi

(?).

Куб.

Серо-белый. Тв. 2,5. Уд. в. 9,5. В концентратах

As-Pb-Cu руд в асе. с фрудитом. Не изучен.

МАКАЛ

СТЕ РИТ

[по фам. Мак-Алистера] — м-л,

Mg[B

(OH)

]-6,5Н

0. Триг. Округлые выделения и

тонкие кристаллические корки. Бесцветный. Тв. 2,5. Уд.

в. 1,868. В воде растворяется медленно, легко растворим

в кислотах. В боратовых м-ниях с джиноритом, сассолином,

гипсом и др.

МАКГОВЕРНИТ [по фам. Макговерн] — м-л, Mn

[(OH)

|0|(As0

)

|(Si0

)

Триг. Сп. в. сов. по {0001}.

Агр.

зернистые и «пачки». Красно-бурый. Уд. в. 3,72.

В м-ниях Zn.

МАКДОНАЛЬДИТ [по фам. Макдональд] — м-л,

BaCa

[Sii

5]-ИНгО.

Ромб. Габ. игольчатый. Сп. сов.

по {010}, ср. по {001}, несов. по {100}. Агр. радиальнолу-

чистые. Белый. Бл. шелковистый до стеклянного. Тв. 3,5—4.

Уд.

в. .2,27. Прожилки в метам, санборнит-кварцевых п.

с пирротином и диопсидом.

МАККЕЙИТ [по фам. Маккей] — м-л, Fe

[Te0

]

-хН

Тетр.

Габ. короткопризм. Светлый оливково-зеленый до

коричневато-зеленого. Бл. стеклянный. Тв. 4,5. Уд. в. 4,8.

В з. окисл. с эммонситом, блейкеитом, теллуритом, алуни-

том,

баритом, самородным Те, пиритом.

МАККЕЛЬВЕИТ [по фам. Мак-Кельви]

—

м-л, NaBa

Х(Са, TR, и)

[С0

]э5Н

0. Триг. К-лы таблитчатые. Агр.

плотные, зернистые. Зеленый, черный. Уд. в. 3,1—3,6.

В соленосных толщах, в доломитах с лабунцовитом, лейко-

сфенитом, бурбанкитом. Редок.

МАККИНАВИТ — м-л, (Fe, Ni,

CO)i

Тетр. Габ. че-

шуйчатый. В Ni и Си м-ниях с кубанитом, халькопиритом,

пирротином; в серпентинизированных перидотитах, асе.

с магнетитом и хлоритом.

МАККИНСТРИИТ [по фам. Мак-Кинстри] — м-л,

Cuo,8+xAg

1)2

-t-

S. Ромб. Сп. несов. Агр. зернистые. Сталь-

но-серый, на воздухе чернеет. Черта темно-стально-серая.

Уд.

в. 6,61. В Со рудах с кальцитом.

МАККОНЕЛЛИТ

[по фам. Макконелл] — м-л, СиСЮ

Изоструктурен с делафосситом.

МАКРО [ucmpog (макрос)—длинный, большой] — при-

ставка, обозн. большой, крупный, больших размеров.

Противопоставляется микро. Напр., макроструктура.

МАКРО

БЕНТОС

—:

различимые невооруженным глазом

организмы, обитающие на грунте и в грунте водоемов.

Термин не соответствует какой-либо естественной гр. орга-

низмов и не имеет систематического значения.

МАКРОКЛАЗЫ — основные крупнейшие в планетарном

масштабе разломы земной коры, напр. глубинные разломы

зеленокаменного пояса Урала (см. Глубинные разломы).

Термин употребляется очень редко. Предложен Пермя-

ковым (1949).

МАКРОКОМПОНЕНТЫ ХИМИЧЕСКОГО

СОСТАВА

ПРИРОДНЫХ ВОД — к ним относятся основные ионы

природных вод, составляющие в сумме большую часть,

по Алекину (1948) — 99,99% всех растворенных веществ,

а именно анионы Cl~,S0

,HCO

, С0

~ и катионы Na

Са

, К

. К макрокомпонентам хим. состава океан-

ской воды относятся (Алексин, 1966) кроме названных

ион F+ и катион Sr

МАКРОМОЛЕКУЛА — совокупность элементарных еди-

ниц,

соединенных между собой хим. связями. Предпола-

гается,

что ископаемые угли построены разл. по структуре

и величине М., состоящими из полиароматического конден-

сированного ядра и из неароматической части, включающей

гидроароматические и гетероциклические кольца, алифати-

ческие цепи и функциональные гр. В состав неароматиче-

ской части помимо С и Н входят О, S и N.

МАКРО

НЕФТЬ

— термин, предложенный Вассоевичем

(1954) для обозн. собственно нефти, обособившейся в кол-

лекторе, в отличие от микронефти, присутствующей в неф-

тематеринской п. на правах одной из фракций нефтемате-

ринского орг. вещества.

МАКРООСТАТКИ — палеонтологические объекты, види-

мые невооруженным глазом. Изл. термин.

МАКРОПЛАНКТОН—различимые

невооруженным гла-

зом организмы, обитающие в водоемах и перемещаемые

http://jurassic.ru/

МАК

там волнами и течениями. Термин не соответствует какой-

либо естественной гр. организмов и не имеет систематиче-

ского значения.

МАКРОПРИЗМА

— ромб, призмы в ромб. синг. с симво-

лом

{hoi}.

МАКРОСКЛАДКА

— наиболее крупный изгиб корового

типа, у которого форма по подошве составляющих ее г. п.

в общем соответствует форме по кровле.

МАКРОСПОРА

— см. Споры.

МАКРОСПОРАНГИЙ

— см. Спорангий. Син. термина

мегаспор ангии.

МАКРОСТРУКТУРА

— структура, при которой отдель-

ные кристаллические или обломочные зерна в п. различимы

невооруженным глазом.

МАКРОФАУНА

— в геологии совокупность остатков жи-

вотного мира, для определения систематической принад-

лежности которых не требуется применения опт. средств

(микроскоп, бинокуляр и т п.). Термин не соответствует

какой-либо естественной гр. организмов, не имеет система-

тического значения, объем его неопределенный и меняется

с развитием методов, используемых в палеонтологии. При-

менение его предполагает существование макро- и микро-

фауны, что неверно, так как фауна едина. Термин М.

употреблять не рекомендуется.

МАКРОФАЦИИ

— фации первого порядка или наиболее

крупные. Соответствуют нимиям Д. Наливкина (1956).

По Рухину (1961), обычно слагаются гр. фаций более низ-

кого ранга (мезофациями). М. нельзя отождествлять с

формациями, представляющими собой парагенетические

совокупности макрофаций или мезофаций. Первоначально

понятие введено в угольной и нефтяной геологии.

МАКРОФАЦИИ

БОЛОТНЫЕ,

Рухин, 1961,—представ-

лены отл. приморских и внутриконтинентальных болот,

образующимися преимущественно в восстановительной сре-

де;

в них преобладает глинистый материал, присутствуют

пласты угля, обильны остатки растений. Минеральный

состав глинистых болотных отл. разнообразен, характери-

зуется присутствием каолинита, иногда сидерита и примеси

вивианита. Внутриконтинентальные болота обычно при-

урочены к поймам речных долин или к периферии пресно-

водных басе. Фации приморских болот часто встречаются

совместно с фациями опресненных лагун, реже непосред-

ственно с морскими.

МАКРОФАЦИИ

ДЕЛЬТ,

Рухин, 1961,—сложный ком-

плекс морских, лагунных и континентальных отл. В дель-

тах происходит осаждение значительной части осад, мате-

риала, переносимого реками, поэтому море в устье реки

мелеет, а затем осушается. Образуется надводная часть

дельты (начальная стадия конуса выноса), расположенная

выше уровня моря и рассеченная многочисленными прото-

ками. В условиях жаркого климата в дельтах образуются

засолоненные лагуны и болота. Часты в ископаемом состоя-

нии.

Классический пример совр. дельт.— дельта Волги.

МАКРОФАЦИИ

ДЕЛЮВИАЛЬНЫЕ,

Рухин,

1961,—

возникающие на склонах возвышенностей за счет переот-

ложения продуктов выветривания и разрушения коренных

п. Представлены разнообразными плохо отсортированными

отл.

с остроугольными обломками местных п.

МАКРОФАЦИИ

ЗАСОЛОНЕННЫХ

БАССЕЙНОВ, Ру-

хин,

1961,—

к ним относятся 2 гр. фаций: приморских

лагун и соляных озер. Обе гр. свойственны водоемам зоны

засушливого жаркого климата, не получающим значитель-

ного притока пресных вод. Сильно засолоненные лагуны

характеризуются полным отсутствием орг. остатков, загип-

сованностью или засолоненностью песчано-глинистых отл.

и присутствием пластов соляных п. Макрофации соляных

озер,

так же как и засолоненных лагун, представлены соля-

ными, известкОвистыми, глинистыми и переходными меж-

ду ними отл. (соляные глины и мергели). Часто наблюдается

горизонтальная слоистость. Приурочены к континентальным

отл.

и залегают во впадинах древнего рельефа.

МАКРОФАЦИИ

ЛЕДНИКОВЫЕ,

Рухин

1961,—

пред-

ставлены тремя основными гр. фаций: 1) моренными, об-

разующимися в результате движения льда и последующего

его таяния; 2) флювиогляциальными, возникающими в ре-

зультате переноса и отл. ледникового материала потоками

талых вод; 3) озерно-ледниковыми, формирующимися на

дне приледниковых озер. Могут быть распространены на

большой площади; сложены обломочными п. В отл. флю-

виогляциальных и озерно-ледниковых фаций иногда встре-

чаются орг. остатки. Среда отложения б. ч. окислитель-

ная.

М. л. иногда встречаются вместе с морскими и могут

быть связаны с ними переходными типами (ледниково-

морские). Среди континентальных фаций ледниковые

чаще ассоциируют с озерными, болотными и речными, а

горно-ледниковые — иногда с эоловыми, делювиальными и

селевыми.

МАКРОФАЦИИ

ОПРЕСНЕННЫХ

СОЛОНОВАТОВОД-

НЫХ БАССЕЙНОВ, Рухин, 1961,—возникают в резуль-

тате значительного притока пресных вод в краевые части

морских бассейнов; отличаются от морских фаций гл. обр.

характером орг. остатков, редкостью или полным отсут-

ствием глауконита и фосфатов. Сложены алевритовыми и

алеврито-глинистыми отл. Орг. остатки обычно представ-

лены прибрежными ракушниками и мелководными мшан-

ковыми или водорослевыми известняками. Солоноватовод-

ные бассейны иногда достигали больших размеров.

МАКРОФАЦИИ

ПРЕСНОВОДНО-ОЗЕРНЫЕ,

Рухин,

1961,—

отличаются от других типов континентальных фа-

ций тем, что накапливаются в основном при колебательных

движениях воды, влияние которых возрастает по мере

увеличения размеров озер. Отл. крупных озер по постоян-

ству разреза и динамической обстановке напоминают мор-

ские. Их отличия: пресноводность и значительно меньшие

размеры. Представлены песчаными, песчано-глинистыми и

глинистыми, реже карбонатными и кремнистыми орг. отл.

Для отл. М. п.-о. нередко характерна тонкая горизонталь-

ная слоистость, встречаются косая слоистость и знаки

ряби.

Сравнительно часты остатки пресноводных форм или

наземных организмов и растений. В придонных слоях

соответствующих бассейнов часто возникает восстановитель-

ная среда.

МАКРОФАЦИИ

ПРОЛЮВИАЛЬНЫЕ,

Рухин,

1961,—

ации временных потоков, представленные русловыми

ациями главных потоков, русловыми и межрусловыми,

фациями конусов выноса в различных его частях и т. п.

Сложены в основном грубообломочными и песчано-глинис-

тыми отл., часто окрашенными в красный цвет. Их разрез

быстро изменяется в связи с непостоянством условий об-

разования. Среда только окислительная. В русловых фа-

циях часта косая слоистость (слойчатость) потокового и

речного типа. Орг. остатки обычно отсутствуют. Площадь

распространения М. п. может быть значительная.

МАКРОФАЦИИ

ПУСТЫННЫЕ,

Рухин,

1961,—

ком-

плекс фаций сыпучих песков, солончаков, временных по-

токов и пересыхающих озер. Представлены песками и

песчано-глинистыми отл., возможно присутствие линз со-

лей.

Образуются почти всегда в окислительной среде.

Песчаные отл. часто сложены очень хорошо окатанными

зернами с матовой поверхностью. Иногда в них наблюдает-

ся эоловая косая слоистость (слойчастость) большой мощ-

ности (до 10—12 м). На поверхности солончаков часто

встречаются следы наземных животных и трещины высы-

хания, на поверхности пустынных песков — эоловая рябь.

М. п. часто встречаются вместе с пролювием, отл. соленых

озер,

солоноватоводных водоемов. Могут быть распростра-

нены на больших площадях.

МАКРОФАЦИИ

РЕЧНЫЕ, Рухин, 1961,—представлены

мезофациями: 1) равнинных рек, к которым относятся

русловые, пойменные и старичные фации (в том числе и

фации болот и торфяные); 2) горных речных долин, среди

которых распространены преимущественно русловые фа-

ции.

М. р. представлены разнообразными отл. в зависи-

мости от рельефа окружающей местности и скорости те-

чения в реке. В некоторых речных отл. встречаются остатки

пресноводных или наземных животных и растений. Пло-

щадь распространения М. р. может быть очень значительна.

М. р. сочетаются с др. континентальными фациями, осо-

бенно часто с дельтовыми и озерно-болотными.

МАКРОФАЦИИ

УМЕРЕННО

ГЛУБОКОВОДНЫЕ,

Ру-

хин,

1953, 1961; Марченко, 1962,— распространенные в от-

крытом море на глубине ог 70—100 до 400—600 м (низы

шельфа и верхи батиальной зоны). Наиболее характерны

глинистые и известковые илы; в верхней части встречаются

алевролиты, в зоне донных течений — пески с косой слои-

стостью. Слоистость — обычно тонкая, горизонтальная,

с увеличением глубин сменяется микрослоистостью. В ниж-

ней половине умеренно глубоководной зоны часто наблю- 409

http://jurassic.ru/

Словарь - Геологический словарь. В двух томах. Том 1. А - М

Подождите немного. Документ загружается.