Справочник для соседей по специальности

О

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.

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<300°C в присутствии воды. Титаномаггемит распадается на магнетит и ильменит (которые, в свою очередь, окисляются до конечных продуктов – гематита и анатаза) при нагреве выше 300°С. Однако есть примеры, с одной стороны, существования титаномаггемита и при Т>600°С, с другой – распада при Т<200°С [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.

*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.

*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_ro»2-3); 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.

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.