Справочник для соседей по специальности

Г

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

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

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

См. гемоильмениты.

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

Печерский и др.,1975

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

ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ КООРДИНАТЫ – см. современные координаты.

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

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

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

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

Петрова и др., 1992; Pechersky, 1998.

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

См. магнитная полярность, элементы геомагнитного поля.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Магнитные признаки гетерофазного изменения титаномагнетита:

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

2) при нагревах гетерофазно измененного титаномагнетита кривая термомагнитного анализа либо обратима, либо сдвигается в сторону уменьшения точки Кюри и намагниченности. Такой эффект характерен для тонкого распада, когда при нагреве выше 500°С идет частичная или полная гомогенизация титаномагнетита, даже при нагреве на воздухе, согласно диаграмме состояния. В результате, в частности, такого эффекта нередко Jst/Js£1.

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

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

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

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

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

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

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

ГИПЕРБАЗИТЫ – ульраосновные породы.

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

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

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

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

См. аномальное магнитное поле.

Vine, Matthews, 1963.

ГИСТЕРЕЗИС МАГНИТНЫЙ – см. магнитный гистерезис.

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

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

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

См. плюм.

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

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

Воган, Крейг,1981.

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

назад