XVI. Кино 5 страница. П. э. характеризуется двумя главными эпохами складчатости

П. э. характеризуется двумя главными эпохами складчатости. Одна из них - каледонская складчатость - с наибольшей интенсивностью проявилась в начале и особенно в середине П. э.; главные её фазы отмечаются между ордовиком и силуром и в начале девона, после чего на широких площадях началось формирование горных цепей и накопление красноцветных обломочных отложений молассовой формации (см. Молассы). Каледонская складчатость особенно отчётливо проявилась в Великобритании, на Скандинавском п-ове, на Шпицбергене, в Казахстане, в Зап. Саяне, в Ньюфаундленде и Аппалачах. Грандиозная герцинская складчатость охватывает конец палеозоя; наиболее интенсивные её проявления отмечаются во второй половине каменноугольного периода и в пермском периоде. После горообразования на границе этих двух периодов особенно большое разнообразие получают красноцветные молассовые образования. В результате герцинской складчатости сформировались горные сооружения Центр. Европы, Урала, Аппалачи и др.

Вероятно, в первую половину П. э. уже существовали огромные материковые массивы, определившие палеогеографич. обстановку не только П. э., но и последующей геол. истории Земли. Огромный континент Гондвана охватывал платформы Юж. полушария. Морские мелководные бассейны в палеозое заливали лишь краевые части этого континента; обычно на нём формировались различные континентальные отложения, а в нек-рые эпохи - ледниковые отложения. Следы древнего оледенения можно видеть среди пород верхнего ордовика Африки, однако наиболее широко представлены они в толщах каменноугольного и пермского возрастов. Ископаемые ледниковые образования этого возраста (тиллиты) известны в Юж. Америке, Юж. Африке, Австралии и Индии. В Сев. полушарии во второй половине П. э. существовал обширный материк Ангарида, включающий Сибирскую платформу и прилегающие горные сооружения.

Органический мир. В самом начале палеозоя произошло внезапное появление и быстрое расселение форм с твёрдым скелетом, ранее не встречавшихся. К ним относятся хиолиты, хиолительминты, гастроподы, брахиоподы и археоциаты - древнейшие рифостроящие организмы, вымершие к концу раннего кембрия. В нижнем палеозое широко распространены древнейшие членистоногие - трилобиты. Они составляли значительную часть органич. мира кембрийских и ордовикских морей, менее многочисленны они были в ордовике и силуре и вымерли в конце П. э. С самого начала кембрийского периода в значит. количестве появились хиолиты и настоящие моллюски. Большого разнообразия достигали плеченогие (брахиоподы), имевшие важное значение для расчленения пластов ср. и верх. палеозоя. Вместе с брюхоногими (гастроподами) и двустворками (пелециподами) они жили на различных глубинах моря. В ордовике появились многочисл. одиночные и колониальные кораллы, мшанки, а также строматопороидеи.

К беспозвоночным П. э., свободно плававшим на поверхности моря, относятся граптолиты, время существования к-рых в основном ограничено ордовиком и силуром, и головоногие моллюски из группы наутилоидов, особенно богато представленные в ордовике. В девонском периоде они отходят на второй план, но быстро развиваются гониатиты с более сложно построенной раковиной; наконец, в верхнем палеозое широко распространились одноклеточные животные - фораминиферы, среди к-рых особенно важны фузулиниды, имевшие раковины необычайно сложного строения. Изменения раковин фузулинид в сравнительно короткие отрезки времени позволяют с большей детальностью сопоставлять одновозрастные отложения, заключающие их остатки в разных районах.

Из позвоночных в П. э. появляются рыбы; в кембрии и ордовике распространены примитивные, бесчелюстные, а в силурийском и особенно в девонском периоде широко представлены двоякодышащие и кистепёрые рыбы. Из последних развились земноводные (амфибии) - первые животные, вышедшие на сушу в конце девона. Древние амфибии П. э. относятся к вымершей группе панцирноголовых (стегоцефалов). В каменноугольном и особенно в пермском периоде наряду с ними существовали травоядные и хищные пресмыкающиеся.

Так же быстро развивались и растения П. э. В кембрии и ордовике они представлены гл. обр. водорослями. Вопрос о существовании высших наземных растений в это же время остаётся открытым. В отложениях силура встречаются остатки спор, а в породах нижнего девона повсеместно имеются отпечатки примитивных низкорослых растений - псилофитов, по-видимому, населявших прибрежные районы. В среднем и верхнем девоне растительность становится значительно разнообразнее: распространены древовидные плауновые, первые членистостебельные (в т. ч. клинолисты), прапапоротники, прогимноспермы и первые голосеменные. В каменноугольном периоде [см. Каменноугольная система (период)] происходит особенно значительный расцвет флоры, представленной хвощеподобными каламитами, древовидными плауновыми (лепидодендроны, сигилярии и др.), различными папоротниками, папоротникообразными семенными (птеридоспермами) и кордаитами. Густая лесная растительность этого времени послужила материалом для образования многочисл. пластов кам. угля. Начиная с карбона отмечается появление палеофлористич. областей. В Гондване в это время, видимо, уже существовала т.н. глоссоптериевая флора, особенно характерная для следующего, пермского периода [см. Пермская система (период)].

Отложения палеозойской эры на территории СССР. В пределах СССР широко распространены как платформенные, так и геосинклинальные отложения П. з. Весь комплекс осадочных отложений Восточно-Европейской и Сибирской платформ сложен преим. породами палеозоя, сев.-зап. части Восточно-Европейской платформы развиты морские глины и песчаники кембрия, известняки ордовика и силура. Широко распространены морские девонские и каменноугольные отложения, представленные преим. известняками с отдельными прослоями и пачками песчано-глинистых пород, с к-рыми связаны залежи нефти, пласты углей, бокситов и огнеупорных глин. Континентальные отложения палеозоя присутствуют в составе мощных угленосных серий Донбасса, Печорского бассейна и широко распространены среди красноцветных толщ, к-рые в пермский период формировались в вост. части Восточно-Европейской платформы между Волгой и Уралом.

На Сибирской платформе среди палеозойских пород особенно полно развиты морские отложения кембрия - известняки, доломиты, а местами - кам. соль, гипсы и ангидриты. В верхнем кембрии и в ордовике известняки и доломиты чередуются с песчано-глинистыми частично континентальными образованиями. Силурийские и девонские отложения, представленные соответственно карбонатно-сланцевыми и песчано-глинистыми породами, имеют здесь ограниченное распространение. Каменноугольные и пермские отложения представлены гл. обр. континентальными угленосными отложениями большой мощности.

Геосинклинальные образования палеозойского возраста состоят из осадочных и эффузивных отложений, прорванных разнообразными интрузивными породами. Они широко развиты на Урале, в Казахстане, в Ср. Азии, в горных сооружениях, окаймляющих Сибирскую платформу, на Дальнем Востоке и во всей сев.-вост. части СССР. Крайне ограниченное распространение имеют палеозойские отложения в новейших складчатых сооружениях Памира, Кавказа и Карпат, а также Сахалина и Камчатки, где они выступают в сводовых частях антиклинальных поднятий среди более молодых пород.

Полезные ископаемые. С каледонскими и герцинскими интрузивными породами палеозоя на Урале, в Казахстане, на Алтае, в Зап. Европе и Сев. Америке связаны богатейшие рудные месторождения. К осадочным породам палеозоя приурочены нефтяные месторождения Волго-Уральской обл. СССР, центр. части Сев. Америки, пров. Альберта в Канаде, месторождения кам. угля Донецкого, Подмосковного, Печорского, Карагандинского и Кузнецкого бассейнов, угольных бассейнов Зап. Европы, Аппалачей (Сев. Америка), месторождения горючих сланцев Эстонии и медистых песчаников Приуралья и Казахстана. Палеозойский возраст имеют также крупные месторождения фосфоритов (Каратау в СССР, Скалистые горы в США), бокситов (Урал, Салаир и др.), кам. и калийных солей (Соликамское, Илецкое и Иркутская группа месторождений в СССР, Штасфуртское в ГДР). Мн. горные породы палеозоя используются как превосходный стройматериал (ордовикские известняки окрестностей Ленинграда, кам.-уг. известняки Подмосковья, уральский мрамор и др.).

Лит.: Страхов., Основы исторической геологии, 3 изд.. ч. 1 - 2, М.- Л., 1948; Жинью М., Стратиграфическая геология, пер. с франц., М., 1952; Лазько, Основы региональной геологии СССР, т. 1 - 3, Львов - М., 1962 - 71.

Б. М. Келлер.

ПАЛЕОЗООЛОГИЯ (от палео... к зоология), раздел палеонтологии, изучающий ископаемых животных.

ПАЛЕОКЛИМАТОЛОГИЯ (от палео... и климатология), наука о климатах прошлого и климатич. истории Земли. Древние климаты реконструируются по различным косвенным признакам - вещественному составу и текстурным особенностям осадочных горных пород, по ископаемым остаткам организмов и др. Восстанавливая климаты прошлого, П. является важной частью палеогеографии; она тесно связана со стратиграфией и палеонтологией, геоморфологией и учением о полезных ископаемых. Анализ и обобщение сведений, полученных по геол. данным, проводятся на основе теоретич. положений климатологии, метеорологии, географии, геофизики и астрономии.

Первые попытки палеоклиматич. толкования ископаемых органич. остатков принадлежат англ. физику и математику Р. Гуку, установившему в 1686, что когда-то на Земле климат был более тёплым, и объяснившему этот факт изменением положения земной оси. Толчком к развитию П. послужило открытие и исследование в Европе следов четвертичного оледенения, к-рые стали главными объектами изучения П. Однако науч. П. ведёт начало лишь с 80-х гг. 19 в., когда в качестве показателей древних климатов начали использовать наряду с палеонтологии, данными литологические, к-рые в значит. степени зависят от климатич. факторов и служат весьма ценными климатич. индикаторами: соль (аридный

климат), бокситы и бобовая руда (чередование влажного и сухого тёплого климата), торф и кам. уголь, каолин (влажный климат), известняк (тёплый климат), ледниковые морены (холодный климат). Появляются монографии по истории древних климатов (франц. учёный Э. Даке, 1915; нем.- В. Кеппен и А. Вегенер, 1924; амер.- К. Брукс, 1926; нем.- М. Шварцбах, 1950), в к-рых развитие климата ставилось в зависимость от к.-л. одного фактора. Так, Брукс объяснял изменение климата палеогеографическими условиями, Кеппен и Вегенер - перемещением полюсов и дрейфом материков и т. п.

Методы палеоклиматологии. Почти все методы П. опираются на изучение различных признаков климата (литологич., палеонтологич. и др.) и в зависимости от последних применяются те, к-рые используются той или иной наукой. В сер. 20 в. широкое распространение получили различные геохимич. и геофизич. методы. Оценка темп-ры вод древних мор. бассейнов осуществляется с помощью количественных соотношений изотопов кислорода О¹⁸ и О¹⁶ в кальците раковин ископаемых беспозвоночных (белемнитов, пелеципод), а также соотношений Ca: Mg и Ca: Sr в карбонатных осадках и скелетах ископаемых организмов. Существ. значение также приобрёл палеомагнитный метод (см. Палеомагнетизм), позволяющий вычислить положение древних широт с использованием остаточной намагниченности нек-рых вулканич. и осадочных пород, содержащих ферромагнитные минералы (магнетит, гематит, титаномагнетит), приобретённой под влиянием магнитного поля Земли, существовавшего во время формирования этих пород.

Показатели древних климатов. Среди геол. индикаторов древнего климата выделяются три основные группы: литологические, палеоботанические и палеозоологические.

Литологические показатели распространены почти повсеместно; они отражают климатич. условия прошлого через характер и интенсивность процесса выветривания, степень осадочной дифференциации и масштабы аутигенного минералообразования. В климатах жарких и влажных выветривание исходных пород протекало интенсивно, круглогодично и выражалось преим. в химич. изменениях их минерального вещества. Для этих климатов характерны литогенетич. (климатич.) формации осадков (см. Формации в геологии), крайне пёстрые по составу, обладающие предельно выраженной осадочной дифференциацией, содержащие много минеральных новообразований (чистые кварцевые пески, каолиновые глины, кремнистые породы, известняки, железо-марганценосные осадки и др.). В умеренном климате, где процессы выветривания были ослаблены и протекали сезонно, формировались осадки, сложенные в основном кварцево-полевошпатовыми и граувакковыми песчаниками при малом участии гидрослюдистых и монтмориллонитовых глин; они отличаются наименьшей зрелостью выветривания и минимальной степенью осадочной дифференциации его продуктов. Карбонатные осадки здесь полностью отсутствуют, масштабы аутигенного минералообразования незначительны. Для территории с аридным климатом, в прошлом целиком располагавшейся в тропич. поясе, характерны формации: карбонатных красноцветов (в континентальных бассейнах седиментации), карбонатно-сульфатная (зоны морского мелководья и лагун) и экстракарбонатная (в условиях открытого моря). Показателями аридного климата являются обильная карбонатоносность и соленосность осадков и широкое распространение в них малогидратированных и совершенно безводных соединений (гематит, ангидрит, бёмит).

Палеоботанические показатели - ископаемые остатки растений, отражающие влияние климата, времени и места своего произрастания в родовом и видовом составе, экологич. особенностях, в жизненных формах и их морфологии, а также в дифференциации древней растительности на зональные и провинциальные типы. Напр., жарко-влажный климат реконструируется по формации тропич. лесов, жарко-сухой климат - по распространению формации саванн и ксерофильного редколесья, индикатором умеренного климата служит формация листопадных лесов. Палеоботанич. индикаторами являются также отпечатки годичных колец древесных растений, изучением к-рых занимается дендроклиматология.

Палеозоологические показатели -ископаемые остатки древних организмов, к-рые отражают климат времени своего существования в составе сообществ и в ареалах их обитания. Морская фауна начиная с каменноугольного периода была дифференцирована на биогеографич. пояса: тропич. и бореальный с широкой переходной зоной между ними; в этих поясах нашёл отражение слабо дифференцированный температурный режим прошлого. Периодич. изменения структуры и положение границ биогеографич. поясов свидетельствуют об историч. изменениях климата. Наземные позвоночные появились в девоне; последовавшие затем обновления родового состава экологич. типов по времени совпадали со сменами аридных и гумидных климатов Земли. У позвоночных палеозоя и мезозоя уровень приспособлений к окружающей среде был ниже, а отсюда и их меньшее экологич. разнообразие. Млекопитающие кайнозоя обладали широким диапазоном климатич. выносливости и соответственно большим разнообразием условий обитания; среди них устанавливаются фаунистич. комплексы тропич. лесов и саванн, листопадных лесов и степей умеренного климата.

Наиболее надёжные результаты дают реконструкции, основанные на комплексном использовании всех групп индикаторов древнего климата - комплексном методе. Последний сопровождается составлением карт природной зональности соответствующего времени и позволяет давать не только качеств. характеристики климатов прошлого (жаркий и влажный, жаркий и сухой и т. д.), но и грубые количеств. оценки его основных элементов (темп-ры, атм. осадков) по отдельным природным зонам. Заключения о характере климатов прошлого основываются на сравнении климатич. типов выветривания и осадконакопления, экологич. и термич. типов флор и фаун с их совр. аналогами, климатич. условия существования к-рых хорошо известны.

Эволюция древних климатов. Древние климаты известны лишь в общих чертах и только начиная с палеозоя. Относительно климатов более раннего времени, в особенности архейского, чётких представлений нет, поскольку проявлялись они в условиях более плотной атмосферы, содержавшей много паров воды, СО₂, Н₃СН₄, лишённой кислорода, и при почти полном отсутствии суши. Климат раннего и среднего палеозоя был изотермичным. Широтная зональность с тропич. и бореальными (юж. и сев.) областями наметилась лишь во 2-й половине каменноугольного периода. В позднем палеозое, мезозое и палеогене климат оставался слабо дифференцированным; разница зимних темп-р высоких и низких широт не превышала 12-14 °С. Изменения климата вплоть до конца палеогена были связаны гл. обр. с колебаниями влажности и проявлялись в чередовании аридных и гумидных фаз. Гл. аридные фазы приходятся на ранний кембрий, поздний ордовик, конец силура - первую половину девона, позднюю пермь и значит. часть триаса, позднюю юру-ранний мел, конец мела - первую половину палеогена, средний миоцен. Крупнейшими гумидными фазами были раннесилурийская, раннекаменноугольная, раннеюрская и позднеолигоценовая.

Атмосфера Земли с каждой геол. эпохой изменяла свой состав - уменьшалось содержание паров воды и СО₂, повышалась относит. роль кислорода. В связи с этим уменьшался её " тепличный эффект", усиливались термич. контрасты между полюсами и экватором, что способствовало развитию межширотной циркуляции атмосферы.

Со второй половины олигоцена наступает значит. похолодание, охватившее высокие широты обоих полушарий и сильнее всего проявившееся в приполярных областях, где складываются вначале умеренный, а затем и арктич. типы климатов. С течением времени усиливались континентальность и сезонность климата, сокращалось общее кол-во атм. осадков и всё более пёстрым становилось их распространение. В антропогене похолодание усиливается. Неоднократные колебания темп-ры и влажности привели к чередованию ледниковых и межледниковых эпох в высоких широтах и плювиальных и ксеротермических климатов в низких широтах [см. Антропогеновая система (период)].

Причины изменений древних климатов Земли обусловлены множеством самых разнообразных факторов. Группа астрономич. гипотез связывает изменения климата с колебаниями кол-ва и состава солнечной радиации, с изменениями элементов земной орбиты. Группа геологогеографич. гипотез признаёт в качестве основных следующие причины: непостоянный состав атмосферы (облачности, содержания углекислоты, наличия вулканич. пепла), различный характер поверхности Земли (распределение суши и моря; высота суши над уровнем моря; горы) и солёности океана, а также перемещение полюсов и континентальный дрейф. Совр. геол. данные показывают, что ни одна из многочисл. гипотез не может до конца выяснить причины изменения климатов прошлого.

Значение П. состоит в том, что, изучая историю климатич. развития Земли, она расширяет представления о протекавших в прошлом процессах выветривания и осадконакопления и об образовании связанных с ними месторождений полезных ископаемых, показывает условия суще-

ствования растительности и животного мира в минувшие геол. эпохи, позволяет прогнозировать изменения климата в будущем.

Лит.: Брукс К., Климаты прошлого, пер. с англ., М., 1952; Синицын В. М., Древние климаты Евразии, ч. 1-3, Л., 1965 - 70; его же, Введение в палеоклиматологию, Л., 1967; Страхов, Типы литогенеза и их эволюция в истории Земли, М., 1963; Проблемы палеоклиматологии, пер. с англ., М., 1968; Schwarzbach M., Das Klima der Vorzeit, 2 Aufl., Stuttg., 1961; В о w e n R.. Paleotemperature analysis, Amst. - L.- N. Y., 1966. В. М. Синицын.

ПАЛЕОЛИТ (от палео... и греч. lithos - камень), древний каменный век, первая из двух основных эпох каменного века. П.- эпоха существования ископаемого человека, а также ископаемых, ныне вымерших видов животных. Он совпадает с двумя первыми большими этапами четвертичного геологич. периода - эоплейстоценом и плейстоценом. В эпоху П. климат Земли, её растит. и животный мир довольно сильно отличались от современных. Люди эпохи П. пользовались лишь оббитыми каменными орудиями, не умея ещё шлифовать их и изготовлять глиняную посуду - керамику. Они занимались охотой и собиранием растит. пищи. Рыболовство только начинало возникать, а земледелие и скотоводство не были известны. Начало П. (св. 2 млн. лет назад) совпадает с появлением на Земле древнейших обезьяноподобных людей, архантропов типа олдовайского Homo habilis (см. Олдовай). Конец П. датируется примерно 12-10 тыс. лет назад. Это время перехода к мезолиту - промежуточной эпохе между П. и неолитом. П. делится на древний (нижний, ранний) П. и поздний (верхний) П. В пределах древнего П. выделяют след. археол. эпохи, начиная с древнейших: олдовайская (дошелльская, или галек культура), отмечающая собой начало истории человечества; древнеашельская (аббевильская, или шеллъская культура); средне- и позднеашельская; мустьерская культура. Более дробные подразделения позднего П. имеют только местный характер; нет подразделений, к-рые были бы представлены всюду. Изложенная периодизация П. не является всеобщей. К П. Юж. Африки, Юж. и Юго-Вост. Азии, Австралии и Америки она применима лишь частично. Мн. исследователи принимают не двухчленное, а трёхчленное деление П., выделяя мустьерскую культуру как средний палеолит. В олдовайскую эпоху П. существовал Homo habilis, в древнеашельскую и средне- и позднеашельскую - архантропы типа питекантропа, синантропа и др., в мустьерскую - неандертальцы (палеоантропы). При переходе к позднему П. возник и распространился человек совр. физич. типа - Homo sapiens, (неоантроп).

Об иск-ве П. см. в ст. Первобытное искусство.

Лит.: Каменный век на территории СССР, М., 1970; Борисковский П. И., Древнейшее прошлое человечества, М.- Л., 1957; Воrdes F., Le Paleolitique dans le monde, P., 1968. П. II. Борисковский.

ПАЛЕОЛОГ (Paleologue) Морис Жорж (13.1.1859, Париж, - 21.11.1944, там же), французский дипломат. С 1880 служил в Мин-ве иностр. дел. В 1880-86 занимал дипломатич. посты в Марокко, Италии и Китае, в 1907-12 - в Болгарии. В 1912- 1914 директор политич. департамента МИДа. Будучи послом в России (1914- 1917), П. добивался максимальной активизации воен. усилий России как союзника Франции в 1-й мировой войне 1914- 1918. В 1920 ген. секретарь МИДа. В 1928 избран чл. Франц. академии. П.- автор историко-мемуарных произведений.

С о ч.: Journal de l'affaire Dreyfus. 1894 - 1899, P., 1955; в рус. пер. -Царская Россия во время мировой войны, М. - П., 1923; Царская Россия накануне революции, М.- П., 1923.

ПАЛЕОЛОГИ (греч. Palaiologoi), последняя династия византийских императоров. К П. принадлежали: Михаил VIII - основатель династии, из аристократич. рода, известного с 11 в. Он восстановил в 1261 Визант. империю (к-рая пала в 1204), правил ею до 1282 (ранее, с кон. 1258 - нач. 1259 до 1261, был соправителем никейского имп. Иоанна IV, с 1261 -. единоличным императором Никейской империи); Андроник II (правил в 1282- 1328); Андроник III (1328-41), внук Андроника II; Иоанн V [1341-91, с соправителями (в 1341-54 имп. престол был узурпирован Иоанном VI Кантакузином, в 1376-79 - сыном Иоанна V Андроником IV, в апр.- сент. 1390 - сыном Андроника IV Иоанном VII)]; Мануил II (1391-1425), 2-й сын Иоанна V; Иоанн VIII (1425-48); Константин XI (1449-53), брат Иоанна VIII. Правление П.- время политического ослабления Византии, феод. раздробления страны, засилья в области экономики венецианцев и генуэзцев, наступления теснящих Византию турок-сельджуков.

Племянница Константина XI Зоя (Софья) была замужем за Иваном III Васильевичем.

ПАЛЕОМАГНЕТИЗМ, свойство горных пород намагничиваться в период своего формирования под действием магнитного поля Земли и сохранять приобретённую намагниченность (остаточную намагниченность) в последующие эпохи. Величина и направление этой намагниченности соответствуют магнитному полю, существовавшему в данной точке земной поверхности при образовании породы, т. е. миллионы и сотни миллионов лет назад. П. даёт возможность изучать эволюцию геомагнитного поля (см. Земной магнетизм), " записанную" в намагниченности горных пород. В каждой породе содержится нек-рое количество зёрен ферро- или ферримагнитных минералов (магнетита, титаномагнетитов, гематита, илъменитов, маггемита, пирротина и др.). В нек-рых породах содержание магнитных зёрен составляет лишь доли процента, но тем не менее именно эти зёрна обусловливают остаточную намагниченность горных пород. В зависимости от условий формирования горные породы приобретают различную по интенсивности и по стабильности (т. е. по способности противостоять размагничивающим воздействиям) намагниченность. Для П. наиболее существенна остаточная термонамагниченность (TRM), к-рая образуется при остывании горной породы в геомагнитном поле начиная с темп-ры выше Кюри точки. TRM возникает гл. обр. при охлаждении расплавов (лав, интрузий), т. е. свойственна изверженным породам. Рост TRM при темп-pax идёт интенсивно; с охлаждением до " блокирующей" темп-ры рост резко замедляется и происходит " замораживание" приобретённой намагниченности (вектор намагниченности частиц теряет возможность ориентироваться по полю). TRM может в десятки и сотни раз превышать намагниченность, возникающую в том же поле при комнатной темп-ре. Для разрушения TRM требуются магнитные поля, в десятки и сотни раз превышающие поле, создавшее TRM. Существуют ещё остаточная химическая намагниченность (CRM), возникающая при росте ферромагнитных зёрен в магнитном поле, вязкая остаточная намагниченность (VRM), образующаяся при длительном воздействии магнитного поля на породу (за счёт термоактивационных и диффузионных процессов), и, наконец, ориентационная остаточная намагниченность (DRM). Последняя образуется в осадочных породах: магнитные зёрна из размытых кристаллич. пород, уже обладающие TRM или CRM, осаждаясь на дне водоёмов и рек, ориентируются подобно стрелке компаса в магнитном поле. Затем частицы при отвердевании осадка оказываются вцементированными в него и сохраняют свою ориентацию, к-рая и обусловливает остаточную намагниченность породы. CRM у осадочных пород может образоваться как в момент их формирования, так и позднее, а у изверженных пород CRM всегда вторична, т. е. возникает в процессе жизни породы. VRM всегда вторична, а значит. не имеет определённого возраста. Т. о., TRM и DRM связаны с процессом формирования породы, и если возраст данной породы известен (см. Геохронология), то тем самым становится известным и время возникновения намагниченности, необходимое для изучения изменения геомагнитного поля во времени.

При палеомагнитных исследованиях выясняют сначала, каким из видов намагниченности обладает данная порода, стремятся выделить первичную намагниченность (образовавшуюся вместе с породой) и по ней определить древнее геомагнитное поле. Существуют полевые и лабораторные методы исследования, позволяющие определить первоначальное направление вектора остаточной намагниченности путём статистич. обработки достаточно большого количества измерений, сделанных на отд. образцах. По направлению горизонтальной составляющей вектора устанавливается направление магнитного меридиана, по величине наклонения вектора в месте взятия породы определяется палеомагнитная широта Y.

Систематич. палеомагнитные исследования в разных странах ведутся с нач. 50-х гг. 20 в. Осн. результаты исследований таковы:

1) На протяжении последних 600 млн. лет напряжённость геомагнитного поля, по-видимому, существенно не менялась.

2) Определения положения геомагнитного полюса по горным породам Европы и Сев. Азии показывают, что на протяжении последних 500-600 млн. лет полюс перемещался из центр, части Тихого ок. (кембрий, 570-500 млн. лет назад) через р-н, расположенный к С.-В. от Японии (пермский период, 285-230 млн. лет назад), и Сев.-Вост. Азию до совр. положения. Кривые движения полюса, построенные по намагниченности пород других материков или тектонических платформ (напр., Индийской платформы), существенно отличаются от европейской кривой (так, напр., полюс, определённый по пермским отложениям Австралии, располагался в р-не Сев.-Зап. Африки, в дальнейшем полюс двигался навстречу европейской кривой). В то же время значения палеомагнитной широты обнаруживают высокую корреляцию с данными палеоклиматологии, позволяющую предполагать, что магнитная ось обычно совпадала с осью вращения Земли (или располагалась вблизи неё).

3) Для совмещения кривых движения геомагнитного полюса, определённых по породам разных континентов (рис. 1), оказывается необходимым предположить, что континенты постепенно меняли своё положение по отношению друг к другу и по отношению к полюсам. Соответствующие реконструкции, в к-рых достигается макс. совмещение кривых, весьма близки к тем, которые были предложены геологами на основании сходства контуров материкового склона и геол. строения разобщённых частей древних палеозойских материков (напр., Африки и Юж. Америки; см. Мобилизм, Тектонические гипотезы). Если же принять, что материки не перемещались, то оказывается неверным закон, по к-рому палеомагнитологи определяют положение геомагнитного полюса в прошлые геол. эпохи, и тогда следует считать, что поле в те эпохи не было дипольным. Данные ряда исследований свидетельствуют в пользу первого предположения (дипольное поле), но однозначного решения этого вопроса до сих пор не получено.

[ris]

Рис. 1. Траектории движения геомагнитного полюса по палеомагнитным данным. Траектория, соответствующая результатам исследований намагниченности европейских пород, показана точками: траектория, соответствующая намагниченности североамериканских пород, - штриховой и сплошной линиями.