ГЕОСИНКЛИНАЛЬНЫЙ ПОЯС, складчатый геосинклинальный пояс, складчатый по-я с, геосинклиналь (во втором значении), обширный линейно вытянутый тектонически высокоподвижный пояс земной коры. Располагается либо между древними континентальными платформами (см. рис.), либо между платформами и ложем океана, включая внутренние и окраинные моря, островные дуги и глубоководные желоба. Длина достигает нескольких десятков тысяч км, ширина - порядка сотен и даже тысяч км. В течение новейшей истории Земли (неогея), т. е. в последние 1,6 млрд. лет, развивались пять главных Г. п.: Тихоокеанский, кольцом окружающий Тихий ок. и отделяющий его ложе от платформ Сев. и Юж. Америки, Азии, Австралии и Антарктиды; Средиземноморский, сочленяющийся с первым в области Малайского архипелага и простирающийся через юг Евразии и С.-З. Африки до Гибралтара; Урало-Монгольский (Урало-Монголо-Охотский), огибающий Сибирскую платформу с 3. и Ю. и отделяющий её от Восточно-Европейской и Китайско-Корейской; Атлантический, охватывающий побережья материков в сев. части Атлантич. ок., и Арктически и - вокруг Сев. Ледовитого ок. Иногда Тихоокеанский и Атлантич. Г. п. подразделяют соответственно на Восточно- и Западно-Тихоокеанский, Восточно- и Западно-Атлантический.

За время эволюции пояса в его пределах последовательно закладывались и развивались многочисл. геосинклинальные области и системы, к-рые в разное время охватывались складчатостью, региональным метаморфизмом и гранитизацией, превращаясь в разновозрастные складчатые горные системы, а затем в молодые платформы. Самые древние складчатые области Г. п. имеют поздне-протерозойский возраст (байкалиды). Они располагаются чаще всего по периферии пояса, примыкая к одной или обеим ограничивающим пояс древним платформам. Более молодые складчатые области - палеозойские (кале-дониды, герциниды), мезозойские и кайнозойские занимают положение, соответственно более близкое к центр, части пояса или к противоположному от платформы обрамлению (в случае окраинноматерикового Г. п.).

Большая часть Г. п. к совр. эпохе приобрела характер складчатых горных сооружений или молодых платформ. Так, палеозойские структуры на обширных площадях погребены под мощным чехлом горизонтально залегающих осадочных пород, образуя фундамент молодых платформ (напр., Западно-Сибирская плита). Наиболее молодые, кайнозойские части Г. п. ещё не закончили геосинклинального развития, сохраняя до настоящего времени высокую подвижность, сопровождаемую повышенной сейсмичностью и активным вулканизмом. Таковы области Средиземного моря, Малайского арх., области островных дуг, окаймляющих вост. побережье Азии в Тихоокеанском Г. п., и др.

Помимо перечисленных главных Г. п., включающих складчатые геосинклинальные области и системы различного возраста, существуют два пояса, закончивших геосинклинальное развитие в конце протерозоя (в эпоху байкальской складчатости). Один из них прослеживается в Аравии и Вост. Африке, а второй - на В. Юж. Америки и на 3. Африки. Контуры этих поясов определяются различными исследователями по-разному. Лит. см. при ст. Геосинклиналь.

В. Е. Каин, М. В. Муратов, Е. В. Шанцер.

ГЕОСТРОФИЧЕСКИЙ ВЕТЕР (от гео... и греч. strophe - поворот, вращение), горизонтальное равномерное и прямолинейное движение воздуха при отсутствии силы трения и равновесии градиента давления и отклоняющей силы вращения Земли; простейшая теоретич. схема движения воздуха на вращающейся Земле. Действит. ветер в слоях атмосферы, лежащих выше 1 км над земной поверхностью, близок к Г. в. Направлен Г. в. по изобаре, причём область низкого давления остаётся слева от потока в Сев. полушарии и справа - в Южном. Скорость Г. в. пропорциональна величине горизонтального градиента давления. При равных градиентах она обратно пропорциональна плотности воздуха и синусу геогр. широты, а следовательно, возрастает с высотой и в направлении к экватору.

ГЕОСФЕРЫ (от гео... и сфера), концентрические слои (оболочки), образованные веществом Земли. В направлении от периферии к центру Земли расположены атмосфера, гидросфера, земная кора, силикатная твёрдая мантия Земли (верхняя и нижняя) и ядро Земли с ме-таллич. свойствами [делится на внешнее ядро (жидкое) и центральное - субъядро (по-видимому, твёрдое)].

Область обитания организмов, включающая нижнюю часть атмосферы, всю гидросферу и верхнюю часть земной коры, наз. биосферой. См. также Земля.

ГЕОТЕКТОНИКА (от гео... и тектоника), раздел геологии, изучающий струк-^ТУРУ. движения, деформации и развитие верхних твёрдых оболочек Земли - земной коры и верхней мантии (тектоно-сферы) в связи с развитием Земли в целом.

"ГЕОТЕКТОНИКА", научный журнал АН СССР. Издаётся в Москве с 1965. Публикует статьи по вопросам геотектоники и смежных областей знания (тек-тонофизика, динамич. геология, геофизика, геоморфология и др.), затрагивающим геотектонич. проблемы. Периодичность издания - 6 номеров в год. Тираж (1971) св. 1800 экз. Л.В.Семёнов.

ГЕОТЕКТУРА (от гео... и лат. tectura - покрытие), самые крупные черты рельефа Земли: материки и океанич. внадины. Геотектурные элементы рельефа обусловлены силами общепланетарного масштаба, взаимодействующими со всеми другими процессами, принимающими участие в формировании структуры земной коры. Термин "Г." предложен в 1946 И. П. Герасимовым.

ГЕОТЕРМИКА, геотермия (от гео... и греч. therme - тепло), раздел физики Земли, изучающий тепловое состояние и тепловую историю земных недр. Солнечное тепло проникает только в самые верхние слои земной коры. Суточные колебания темп-ры почвы распространяются на глубину 1,2-1,5 м, годовые на 10-20 м. Далее теплота, связанная с солнечным излучением, не проникает, однако с увеличением глубины установлен закономерный рост темп-ры (см. Геотермический градиент), что свидетельствует о существовании источников теплоты внутри Земли. Тепловой поток непрерывно поступает из недр к поверхности Земли и рассеивается в окружающем пространстве. Плотность теплового потока определяется произведением геотермич. градиента на коэфф. теплопроводности. Значит, часть теплового потока составляет радиогенная теплота, т. е. теплота, выделяемая при распаде радиоактивных элементов, содержащихся в Земле.

Непосредственное измерение темп-ры недр в пределах суши производится в шахтах и буровых скважинах электротермометрами; для измерений на морском дне употребляют термоградиентографы. Теплопроводность горных пород определяется на основании изучения образцов в лабораториях. Измерения показывают, что изменение темп-ры с глубиной в разных местах колеблется от 0,006 до 0,15 град/м. Плотность теплового потока более постоянна и тесно связана с текто-нич. строением. Она очень редко выходит за пределы 0,025-0,1 вт/м² (0,6- 2,4 мккал/см²•сек), отдельные значения доходят до 0,3 вт/м² (8 мккал/см² • сек). Для докембрийских кристаллич. щитов характерны малые значения [до 0,04 вт/м² (0,9 мккал/см²•сек)], для платформ - средние [0,05-0,06 вт/м² (1,1- 1,5 мккал/см²•сек)], для тектонически активных областей (срединноокеани-ческие хребты, рифты, области современного орогенеза) - повышенные значения [0,07-0,1 вт/м²(1,7-2,6 мккал/см²•сек)]. В среднем и для океанов, и для материков, и для Земли в целом получаются одинаковые значения [ок. 0,05 вт/м² (1,2 мккал/см²• сек)], однако эта цифра не очень надёжна, т. к. большая часть поверхности Земли ещё не обследована.

Непосредственное измерение темп-ры в Земле возможно только до глубины неск. км. Далее темп-ру оценивают косвенно, по темп-ре лав вулканов и по нек-рым геофизич. данным. Глубже 400 км определяются лишь вероятные пределы темп-ры. При этом учитывается, что в Гутенберга слое темп-pa близка к точке плавления, а глубже темп-pa плавления повышается (благодаря росту давления) быстрее, чем фактич. темп-pa, и у границы ядра Земли вещество недр остаётся твёрдым, хотя ядро (кроме субъядра) расплавлено. Вероятны след, пределы темп-р на разных глубинах:.

Глубина , км	Темп-pa, °С
50	700- 800
100	900-1300
500	1500-2000
1000	1700-2500
2900 (граница ядра)	2000-4700
6371 (центр Земли)	2200-5000

Таким образом, геотермич. градиент с глубиной сильно уменьшается. Мощность всего теплового потока, идущего из Земли, ок. 2,5•10¹³ вт, что примерно в 30 раз больше мощности всех электростанций мира, но в 4 тыс. раз меньше количества теплоты, получаемой Землёй от Солнца. Поэтому теплота, поступающая из недр Земли, не влияет на климат.

Для выяснения тепловой истории Земли необходимы данные о первоначальном содержании радиоактивных элементов в различных оболочках Земли, о их перемещении из одной геосферы в другую, об энергии и темпах их распада, возрасте Земли, о количестве теплоты, полученном планетой в процессе её образования, данные о количестве теплоты, выделяемой и поглощаемой при различных механич., физич. и химич. процессах в недрах Земли. Должны быть учтены также: различные коэфф. теплопроводности и удельной теплоёмкости вещества земных недр, темп-ры и давления на разных глубинах и на поверхности Земли.

Расчётные данные позволяют нарисовать такую картину тепловой истории Земли. Сразу после образования планеты из роя метеорных тел темп-pa её недр была, вероятно, 700-2000°С. Расчёты для Земли с силикатным ядром показывают, что она никогда не была расплавленной, кроме ядра и, быть может, слоя Гутенберга. Глубокие недра Земли медленно нагреваются (на несколько градусов за 10⁷ лет), а верхние слои её (несколько сот километров) ещё медленнее остывают.

Геотермич. исследования имеют большое теоретич. значение для разных наук о Земле. В частности, велика их роль в построении и оценке тектонич. гипотез. Так, напр., данные Г. приходят в противоречие с гипотезой тепловой контракции (см. Контракционная гипотеза) и некоторыми другими гипотезами, к-рые предполагают, что выходы теплоты из Земли гораздо больше наблюдаемых. Геотермические измерения используются и для практических целей. Они помогают в разведке нефти и других полезных ископаемых, в подготовке к использованию внутр. тепла Земли для пром. и бытовых целей.

Лит.: Геотермические исследования. [Сб. ст.], М., 1964; Магницкий В. А., Внутреннее строение и физика Земли, [М.], 1965; Геотермические исследования и использование тепла Земли, [Труды 2-го совещания по геотермическим исследованиям в СССР], М., 1966; Любимова Е. А., Термика Земли и Луны, М., 1968; Вакин Е. А., Поляк Б. Г.,Сугробов В.М., Основные проблемы геотермии вулканических областей, в сб.: Вулканизм, гидротермы и глубины Земли, Петропавловск-Камчатский, 1969. Е. А. Любимова, И. М. Кутасов, Е. Н. Люстих.

ГЕОТЕРМИЧЕСКАЯ СТУПЕНЬ, увели чение глубины в земной коре (в метрах), соответствующее повышению темп-ры горных пород на 1°С. В среднем Г. с. равна 30-40 л; в кристаллич. породах в неск. раз больше (до 120-200 м), чем в осадочных. Колеблется в значит, пределах в зависимости от глубины и места (от 5 до 150 м). Для Москвы средняя величина Г. с. равна 38,4 м. Измерение прироста темп-ры горных пород с увеличением глубин их залегания устанавливается геотермическим градиентом.

ГЕОТЕРМИЧЕСКАЯ ЭЛЕКТРОСТАНЦИЯ, тепловая электростанция, преобразующая внутр. тепло Земли в электрич. энергию. Источники глубинного тепла - радиоактивные превращения, хим. реакции и др. процессы, происходящие в земной коре (см. Геотермика). Темп-pa пород с глубиной растёт и на уровне 2000-3000 м от поверхности Земли превышает 100°С. Циркулирующие на больших глубинах воды нагреваются до значит, темп-р и могут быть выведены на поверхность по буровым скважинам. В вулканич. районах глубинные воды, нагреваясь, поднимаются по трещинам в земной коре. В этих районах термальные воды имеют наиболее высокую темп-ру и расположены близко к поверхности, иногда они выделяются в виде перегретого пара. Глубинное бурение в будущем позволит освоить высокую темп-ру магматич. очагов. Термальные воды с темп-рой до 100°С выходят на поверхность во мн. р-нах СССР.

В Сов. Союзе первая Г. э. мощностью 5 Мвт пущена в 1966 на юге Камчатки, в долине реки Паужетки, в районе вулканов Кошелева и Камбального. Пароводяная смесь с теплосодержанием до 840 кдж/кг (200 ккал/кг) выводится буровыми скважинами на поверхность и направляется в сепарационные устройства, где при давлении 0,23 Мн/м² (2,3 ат) пар отделяется от воды. Отсепарированный пар поступает в турбины, а горячая вода при темп-ре 120°С используется для теплоснабжения населённых пунктов и для др. целей. На электростанции установлены две турбины мощностью по 2,5 Мвт. На Г. э. нет котельного цеха, топливопо-дачи, золоулавливателей и мн. др. устройств, необходимых для обычной тепловой электростанции; практически станция состоит из машинного зала и помещения для электротехнич. устройств. Себестоимость электроэнергии на этой Г. э. в неск. раз ниже, чем на местных дизельных электростанциях.

Получение электроэнергии на Г. э. осуществляется по одной из схем: прямой, непрямой и смешанной. При прямой схеме природный пар из скважин направляется по трубам прямо в турбины, соединённые с электрическими генераторами. Пар и сконденсировавшаяся вода далее идут для теплофикации и иногда в химическое произ-во. При непрямой схеме производится предварит, очистка пара от агрессивных (сильно коррелирующих) газов. При смешанной схеме природный неочищенный пар поступает в турбины, и затем из сконденсировавшейся воды удаляются не растворившиеся в ней газы.

Энергия термальных вод с темп-рой ок. 100 С в невулканич. районах страны может быть использована путём применения вакуумной турбины с несколькими расширителями или на основе цикла с низкокипящими рабочими веществами - фреонами и другими.

За рубежом Г. э. построены и сооружаются в Италии (Тоскана, район Лар-дерелло), Новой Зеландии (зона Таупо), США (Калифорния, Долина Больших

Гейзеров) и Японии. В районе Рейкьявика (Исландия) геотермальные воды используются для теплофикации.

Лит.: Выморков Б. М., Геотермальные электростанции, М.- Л., 1966; "Energy International", 1966, т. 3, № 11, р. 14; 1968, т. 5, № 12, р. 16; 1969, т. 6, № 2, р. 28.

ГЕОТЕРМИЧЕСКИЙ ГРАДИЕНТ, величина, на к-рую повышается темп-ра горных пород с увеличением глубин залегания на каждые 100 м. В среднем для глубин коры, доступных непосредств. температурным измерениям, величина Г. г. принимается равной приблизительно 3°С. Г. г. меняется от места к месту в зависимости от форм земной поверхности, теплопроводности горных пород, циркуляции подземных вод, близости вулканич. очагов, различных химич. реакций, происходящих в земной коре. Закономерный рост темп-ры с увеличением глубины указывает на существование теплового потока из недр Земли к поверхности. Величина этого потока равна произведению Г. г. на коэффициент теплопроводности.

ГЕОТЕХНОЛОГИЯ, химические, физико-химические, биохимические и микробиологические методы добычи полезных ископаемых на месте их залегания. Добыча полезных ископаемых геотехнологич. методами производится, как правило, через скважины, буримые с поверхности до месторождения. Примеры Г.: подземная газификация углей, бактериальное выщелачивание, расплавление серы, возгонка сублимирующих веществ, извлечение минеральных продуктов из термальных вод и вулканич. выделений, термич. добыча нефти и продуктов её перегонки и т. д. Ок. ²/з мировой добычи серы приходится на её подземное расплавление в рудном теле перегретой водой, обеспечивающее высокое качество (99,99% чистоты). Таким путём можно вести разработку асфальта, буры, озокерита и др. минералов, плавящихся при темп-ре 80-90°С. Добычу калийных солей возможно проводить растворением с последующим выкачиванием раствора и выпариванием его на поверхности (см. также Выщелачивание).

Ведутся (1971) промышленные опыты по ускорению иавлечения металлов из руд, повышению пластового давления на нефтеносных месторождениях и др. за счёт искусств, стимулирования микробиологической активности. Г. позволяет вовлечь в эксплуатацию месторождения с непромышленным содержанием руд, расширить добычу рассеянных элементов.

Лит.: Кириченко И. П., Химические способы добычи полезных ископаемых, М., 1958; Химия земной коры, т. 1 - 2, М.,1963 - 1964; Проблемы геохимии, М., 1965.

В. А. Боярский.

ГЕОТРИХОЗ, заболевание, вызываемое грибком - геотрихоном (geotrichon), характеризующееся поражением кожи, слизистых оболочек и лёгких. Геотрихон обнаруживается на слизистой оболочке полости рта и в кишечнике здоровых людей. Заболевания, обусловленные па-разитированием грибка, встречаются редко: однако в связи с широким распространением лечения антибиотиками заболевания Г. участились; поэтому ряд авторов полагает, что Г. возникает вследствие нарушения нормальной микрофлоры организма (дисбактериоза). Нередко Г. развивается как суперинфекция (дополнительная инфекция) при различных тяжёлых заболеваниях лёгких, кишеч ника. Поражение кожи грибком геотрихоном впервые описано нтал. патологом А. Кастеллани в 1911. Изменения на коже могут быть островоспалительными, типа экземы, с образованием эрозивных мокнущих очагов или пустулёзных (гнойничковых) элементов. Заболевание слизистой оболочки рта, конъюнктивы глоточных миндалин внешне напоминает поражения при кандидамикозе. Наиболее часто при Г. поражаются лёгкие и бронхи - заболевание протекает по типу бронхитов или лёгочного туберкулёза. Г. кишечника проявляется энтеритом или энтероколитом. Септич. форма Г. протекает тяжело, как суперинфекция на фоне др. трудно излечимых заболеваний (злокачественных новообразований, заболеваний крови и др.). Диагноз устанавливается на основании микроскопии мокроты, соскоба слизистых оболочек, осадка мочи и др. Лечение: при поражении внутренних органов, слизистых оболочек или при септич. форме - нистатин или лево-рин в комплексе с витаминами, специфической иммунотерапией, препаратами фосфора и железа. При кожных проявлениях - нистатиновая, левориновая мази и др. медикаменты.

Ю. К. Скрипкин, Г. Я. Шарапова.

ГЕОТРОПИЗМ (отгео... и греч. tropos - поворот, направление), способность органов растений принимать определённое положение под влиянием земного притяжения. Г. обусловливает вертикальное направление осевых органов растения: главный корень направляется прямо вниз (положительный Г.), главный стебель - прямо вверх (отрицательный Г.). Если под каким-либо внешним воздействием, напр, будучи согнут или повален ветром, главный стебель растения выведен из свойственного ему вертикального положения, то в молодой, ещё растущей части происходит изгиб и верхняя его часть поднимается и снова оказывается правильно ориентированной. Кончик главного корня, выведенного из вертикального положения, изгибается вниз. Геотропич. изгибы тесно связаны с ростом и осуществляются благодаря тому, что в стеблях, выведенных из вертикального состояния, нижняя сторона начинает расти быстрее, а верхняя замедляет свой рост. Неодинаковая скорость роста верх, и ниж. сторон горизонтально расположенных стеблей связана с перемещением под влиянием силы тяжести ауксинов на нижнюю сторону стебля или корня. Закончившие рост части растений не способны к гео-тропич. изгибам; поэтому у растений, к-рые полегли под действием ветра или дождя, приподнимается только молодая, растущая верхушка стебля. Кажущееся исключение соетавляют злаки, у к-рых узлы очень долго сохраняют способность возобновлять рост; под влиянием полегания нижняя сторона нижних узлов сильно разрастается и поднимает расположенную выше часть соломины.

Кроме стеблей, растущих под влиянием Г. вертикально,- ортотропных, встречаются и горизонтально растущие стебли - плагиотропные; это большей частью корневища и столоны (усы). Изменение геотропич. реакции может происходить и под влиянием внешних воздействий, напр, пониженной температуры, вызывающих прижимание побегов к земле у альпийских или полярных растений, а также под влиянием некоторых газов, напр, этилена. См. также Трои "злы.

ГЕОФИЗИКА, комплекс наук, изучающих физические свойства Земли в целом и физические процессы, происходящие в её твёрдых сферах, а также в жидкой (гидросфера) и газовой (атмосфера) оболочках. Различные геофиз. науки развивались на протяжении 4 последних столетий (особенно в 19-м и 20-м) неравномерно и в нек-рой изоляции одна от другой; их частные методы разнообразны, что определяется своеобразием физ. характеристик и процессов в каждой из трёх указанных оболочек Земли. Отдельные геофиз. дисциплины, по крайней мере нек-рыми своими сторонами, смыкаются с областями геологии и географии. Понятие Г. как науки, объединяющей большую совокупность наук в определённую систему, оформилось лишь в 40-60-х гг. 20 в.

Имеются общие признаки геофизических наук. Всем им свойственна преобладающая роль наблюдения за ходом природных процессов (по сравнению с лабораторным экспериментом) для получения исходной фактической информации, а также количественная интерпретация фактов на основе общих физических законов.

В разделении геофиз. дисциплин нет твёрдо установившейся терминологии. Так, наравне с традиционным термином "метеорология" для науки об атмосфере применяется ещё термин "физика атмосферы", но нередко в более ограниченном значении. В последнем случае рамки, выделяющие физику атмосферы из метеорологии, намечаются разными авторами по-разному. То же относится к соотношению между океанологией и физикой моря и пр. Большая и давно обособившаяся отрасль метеорологии - климатология, учение о климатах земного шара - чаще относится к географич. наукам. Ряд геофиз. дисциплин или их разделов имеет прикладной характер.

Наиболее разработанная классификация геофиз. наук положена в основу рубрикации реферативного журн. "Геофизика", согласно к-рой в состав Г. входят: геомагнетизм (учение о земном магнитном поле); аэрономия (учение о высших слоях атмосферы); метеорология (наука об атмосфере) с подразделением на физ. метеорологию (физику атмосферы), динамическую метеорологию (приложение гидромеханики к атм. процессам), синоптическую метеорологию (учение о крупномасштабных атм. процессах, создающих погоду, и об их прогнозе), климатологию; океанология (учение о Мировом океане, включая и физику моря); гидрология суши (учение о реках, озёрах и других водоёмах суши); гляциология (учение о всех формах льда в природе); физика недр Земли; сейсмология (учение о землетрясениях и иных колебаниях земной коры); гравиметрия (учение о поле силы тяжести); учение о земных приливах; учение о современных движениях земной коры. Указанные науки, в свою очередь, разделяются на отдельные частные дисциплины. Нек-рые из них, напр, климатологию и гляциологию, большей частью относят к геогр. наукам. Кроме того, различаются такие прикладные геофиз. науки, как разведочная и промысловая геофизика (см. Геофизические методы разведки).

Современное развитие геофиз. наук стимулируется возрастающими потребностями в прогнозе состояния окружающей человека среды, в особенности погоды и гидрологического режима, в освоении природных богатств и в регулировании природных процессов. В определённой мере оно связано и с космич. исследованиями, поскольку космич. корабли пролетают земную атмосферу при старте и возвращении на Землю, а искусственные спутники Земли вращаются в верхних слоях атмосферы. С технич. стороны это развитие обеспечивается быстро возрастающим числом глобальных наблюдений с использованием новейших методов электроники и автоматики, машинной обработкой огромного количества результатов наблюдений и всё более широким применением математич. анализа в теоретич. построениях. С. П. Хромов.

ГЕОФИЗИЧЕСКАЯ ОБСЕРВАТОРИЯ, научно-исследовательское учреждение, занимающееся изучением отдельных вопросов геофизики. Первые Г. о. были созданы в Екатеринбурге (Свердловске) в 1836 и Тбилиси в 1837 как магнитно-ме-теорологич. обсерватории для обеспечения горнодоб. пром-сти данными магнитных и метеорологич. наблюдений. В 1884 организована Г. о. в Иркутске, в 1912- во Владивостоке. В 1849 была учреждена Главная физическая обсерватория в Петербурге (см. Главная геофизическая обсерватория), к-рая наряду с геофиз. исследованиями по обширной программе осуществляла научно-методич. руководство обсерваториями и метеорологич. станциями. В годы Сов. власти Г. о. организованы в Киеве, Минске, Одессе, Куйбышеве, Ташкенте, Алма-Ате и др.

В 1940 в связи с возросшими запросами нар. х-ва руководств" работами по земному магнетизму бшю возложено на вновь созданный Институт земного магнетизма (ныне Научно-исследовательский институт земного магнетизма, ионосферы и распространения радиоволн АН СССР), к-рый руководит специальными магнитными и ионосферными обсерваториями и станциями.

Г. о., находившиеся в ведении Главного управления гидрометеорологич. службы, преобразованы в гидрометеорологические обсерватории. И. В. Кравченко.

ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ РАЗВЕДКИ, исследование строения земной коры физ. методами с целью поисков и разведки полезных ископаемых; разведочная геофизика - составная часть геофизики.

Г. м. р. основаны на изучении физ. полей (гравитационного, магнитного, элект-рич., упругих колебаний, термич., ядерных излучений). Измерения параметров этих полей ведутся на поверхности Земли (суши и моря), в воздухе и под землёй (в скважинах и шахтах). Получаемая информация используется для определения местонахождения геол. структур, рудных тел и т. п. и их осн. характеристик. Это позволяет выбрать наиболее правильное направление дорогостоящих буровых и горных работ и тем самым повысить их эффективность.

Г. м. р. используют как естественные, так и искусственно создаваемые физ. поля. Разрешающая способность, т. е. способность специфически выделять искомые особенности среды, как правило, значительно выше для методов искусств, поля. Средства для исследования методами естеств. полей относительно дёшевы, транспортабельны и дают однородные, легко сравнимые результаты для обширных территорий. В связи с этим на рекогносциро вочной стадии применяются преим.Г. м.р. естеств. поля (напр., магнитная разведка), а при более детальных работах гл. обр. используются искусственные физ. поля (напр., сейсмическая разведка). Различные физ. поля дают специфич., одностороннюю характеристику геол. объектов (напр., магниторазведка только по магнитным свойствам горных пород), поэтому в большинстве случаев применяют комплекс Г. м. р. В зависимости от природы физ. полей, используемых в Г. м. р., различают: гравиметрическую разведку, основанную на изучении поля силы тяжести Земли; магнитную разведку, изучающую естеств. магнитное поле Земли; электрическую разведку, использующую искусств, постоянные или переменные электромагнитные поля, реже - измерение естеств. земных полей; сейсморазведку, изучающую поле упругих колебаний, вызванных взрывом заряда взрывчатого вещества (тротила, пороха и т. п.) или механич. ударами и распространяющихся в земной коре; геотермическую разведку, основанную на измерении темп-ры в скважинах и использующую различие теплопроводности горных пород, вследствие чего близ поверхности Земли изменяется величина теплового потока, идущего из недр. Новое направление Г. м. р.- ядерная геофизика, исследующая естеств. радиоактивное излучение, чаще всего гамма-излучение, горных пород и руд и их взаимодействие с элементарными частицами (нейтронами, протонами, электронами) и излучениями, источниками к-рых служат радиоактивные изотопы или спец. ускорители (генераторы нейтронов, см. Радиометрическая разведка).

Все вилы Г. м. р. основаны на использовании физико-математических принципов для разработки их теории, высокоточной аппаратуры с элементами электроники, радиотехники, точной механики и оптики для полевых измерений, вычислит, техники, включая новейшие электронные вычислит, машины для обработки результатов.

Исследования в скважинах (см. Каротаж) ведутся всеми геофиз. методами. Геофиз. измерения в скважинах производятся приборами, показания к-рых передаются на земную поверхность по кабелю. Наибольшее значение имеет элект-рич., акустнч. и ядерно-геофиз. каротаж скважин. Бурение глубоких скважин ведётся с обязательным их каротажем, что позволяет резко ограничить отбор пород (керна) и повысить скорость проходки. Геофиз. измерения в скважинах и горных выработках применяются также для поисков в пространствах между ними рудных тел (т. н. скважинная геофизика). Наконец, геофиз. методы используются для изучения технич. состояния скважин (определения каверн и уступов, контроля качества цементировки затрубного пространства и т. п.).

Г. м. р. быстро развиваются, успешно решая задачи поисков и разведки полезных ископаемых, особенно в районах, закрытых толщами рыхлых отложений, на больших глубинах, а также под дном морей и океанов.

Лит.: Соколов К. П., Геофизические методы разведки, М., 1966; Федынский В. В., Разведочная геофизика, М.. 1967; Хмелевский В. К.. Краткий курс разведочной геофизики, М., 1967.

В. В. Фодынский.

ГЕОФИЗИЧЕСКИЙ СПУТНИК, искусственный спутник Земли (ИСЗ), конструкция и научное оборудование к-рого предусматривают проведение исследований геофизич. параметров - плотности атмосферы, геомагнитного поля, радиационного поля Земли и др. На ИСЗ могут выполняться как отдельные измерения, так и комплексные геофизич. исследования, позволяющие изучать коррелирова-ние отдельных параметров между собой. Первым ИСЗ такого типа является 3-й советский искусств, спутник Земли (запущен в 1958). В 1964 и позже в США запущены серии орбитальных геофизич. обсерваторий (ОГО) и полярных орбитальных геофизич. обсерваторий (ПОГО), на к-рых проведены разнообразные гепфизич. измерения, в частности в зоне полярных сияний и в полярной шапке.

В нек-рых случаях измерения на Г. с. осуществляются в комплексе со спец. программой наблюдений на сети наземных станций, что позволяет исследовать взаимосвязь между отдельными геофизич. параметрами, а также изучать солнечно-земные связи (см. Гелиогеофизика). Примером такого спутника является "Космос-261" (запущен в 1968), проводивший измерения одновременно с наблюдениями на сети ионосферных станций социалистических стран. Особый тип составляют Г. с., выполняющие оперативные наблюдения и имеющие прикладное значение, напр, метеорологические спутники.

Развитие геофизич. исследований с помощью ИСЗ, вероятно, приведёт к созданию специализированных геофизич. орбитальных станций. Геофизич. наблюдения могут включаться также в программу работ орбитальных станций более широкого профиля. Напр., такие наблюдения были выполнены в июне 1971 экипажем сов. орбитальной станции "Салют" в составе Г. Т. Добровольского, В. Н. Волкова, В. И. Пацаева. М. Г. Крошкин.

ГЕОФИЗИЧЕСКИХ МЕТОДОВ РАЗВЕДКИ ИНСТИТУТ Всесоюзный (ВНИИ Геофизика), научно-исследовательский институт Министерства геологии СССР, образован в 1944 в Москве. Имеет филиалы в Баку, Краснодаре, Октябрьском и отделение в Ра-менском (Моск. обл.). Постоянно действующая экспедиция осуществляет проверку научных положений теоретич. и методич. характера, а также проводит апробацию нового геофизич. оборудования. Основные отделы: сейсмо-, грави-, магнито- и электроразведочный, промысловой геофизики, вычислит. техники (для обработки материалов геофизич. разведки). Научная проблематика: разработка способов и технич. средств для поисков и разведки нефтяных и газовых месторождений геофизич. методами. Результаты исследований печатаются в сборниках "Прикладная геофизика" (с 1945), "Разведочная и промысловая геофизика" (1950-64) и "Разведочная геофизика" (с 1964). М. П. Полшков.

ГЕОФИТЫ (от гео... и греч. phyton - растение), многолетние растения, у к-рых органы, обеспечивающие перезимовку или перенесение длительной засухи, и почки возобновления (на корневищах, клубнях, в луковицах) скрыты в почве. Г.- одна из жизненных форм растений. Части растений - Г., предназначенные к переживанию неблагоприятных условий, защищены почвой, а в холодное зимнее время ещё спадом из отмерших наземных органов и снегом. К Г. относятся мн. луковичные растения (напр., лилейные), корневищные (среди к-рых много злаков и осок) и клубненосные.

ГЕОФОН (от гео... и ...фон), приёмник звуковых волн, распространяющихся в верхних слоях земной коры. Г. представляет собой коробку, внутри к-рой упруго закреплена тяжёлая масса между двумя тонкими гибкими металлич. пластинками. Звуковые колебания, распространяющиеся в почве, приводят в движение соприкасающийся с почвой корпус коробки, тогда как тяжёлая масса вследствие инерции остаётся неподвижной. В ранних конструкциях Г. инертная масса крепилась на диафрагму, разделявшую внутренность коробки на 2 отсека (рис. 1); перемещения диафрагмы относительно корпуса вызывали по обе стороны диафрагмы чередующиеся сжатия и разрежения, к-рые через трубки передавались к ушам наблюдателя. Совр. Г. (сейсмографы разведочные) снабжены электромеханич. преобразователями, с помощью к-рых колебания почвы преобразуются в колебания электрич. тока (рис. 2), усилителем и регистрирующим шлейфовым осциллографом. Г. пользуются при акустической разведке горных пород, в военном деле для прослушивания сапёрных работ, а также в горноспасательных работах. Часто применяются Г., действующие на принципе вибрографа. Г., в к-ром осн. элементом улавливания звуковых волн определённой длины является кристалл пьезокварца, наз. пъе-эогеофоном.

Рис. 1. Схема геофона: 1 - корпус; 2 - диафрагма; 3 - груз; 4 - рабочие объёмы; 5 - слуховые трубки; 6 - почва.

Рис. 2. Электромагнитный геофон: 1 - корпус; 2 - инертная масса - магнит; 3 - полюсные наконечники; 4 - изменяющиеся зазоры между наконечниками магнита и сердечниками (У) электромагнита; 6 - плоские пружины, поддерживающие магнит.

ГЕОХИМИИ И АНАЛИТИЧЕСКОЙ ХИМИИ ИНСТИТУТ им. В. И. Вернадского (ГЕОХИ), научно-исследовательский институт АН СССР. Организован в 1947 на базе Лаборатории геохи-мич. проблем, основанной по инициативе В. И. Вернадского в 1929 в Москве. Главное направление геохимич. исследований-разработка физико-химич. теории геологич. процессов с целью создания теоретич. основ геохимич.

методов поисков и прогнозирования месторождений полезных ископаемых, а также исследования космич. вещества и ядерных геохимич. процессов. В отделе аналитич. химии развивается теория ана-литич. химии, разрабатываются методы разделения элементов и новейшие инструментальные методы их определения. Результаты исследований публикуются в периодических изданиях ("Геохимия", с 1956, "Журнал аналитической химии", с 1946) и в монографических изданиях. Награждён орденом Ленина (1967).

Н. И. Хитаров.

ГЕОХИМИЧЕСКАЯ ДИАГРАММА, парагенетическая диаграмма, графическое изображение последовательности кристаллизации и последующих преобразований минералов, а также их парагенетических ассоциаций. Г. д. изображают обычно последовательность выделения минералов в какой-либо конкретной породе, месторождении или типе руд.

На ось абсцисс наносятся темп-ры кристаллизации соответствующих минералов, на ось ординат - отдельные минералы, расположенные сверху вниз в последовательности их выделения. Градуировка темп-ры даётся по геол. термометрам (см. Геологическая термометрия) - минералам, обладающим определённой темп-рой плавления (с поправкой на давление) или известной темп-рой полиморфного превращения. Время начала и конца выделения минерала на диаграмме обозначается горизонтально вытянутыми фигурами. Чем обильнее выделение минерала, тем шире фигура по вертикали. Несколько последовательных фигур для одного и того же минерала означает существование нескольких генераций минерала (см. Генерация минералов). Звёздочка в конце фигуры обозначает растворение этого минерала или замещение его другим. В конце пунктирной линии указывается начало выделения замещающего минерала. Каждой фазе (вертикальные графы) отвечает определённая парагенетич. ассоциация минералов. При сопоставлении химич. составов выделившихся минералов на Г. д. можно установить последовательность и масштаб фиксации в них химич. элементов.

Г. д. Составляются при геол. поисках и разведке месторождений, при изучении их генезиса, при классификации типов руд и т. д. Методика составления Г. д. разработана акад. А. Е. Ферсманом.

Лит.: Ферсман А. Е., Пегматиты, 3 изд., М., 1940; его же, Геохимия, т. 2, Л., 1934; Щербина В. В., Геохимия, М.-Л., 1939. В. В. Щербина.

ГЕОХИМИЧЕСКАЯ КЛАССИФИКАЦИЯ ЭЛЕМЕНТОВ, подразделяет хим. элементы по признаку их геохимич. сходства, т. е. по признаку их совместной концентрации в определённых природных системах.

Наиболее известные Г. к. э. были предложены норв. геохимиком В. М. Гольд-шмидтом (1924) и рус. геологами В. И. Вернадским (1927), А. Е. Ферсманом (1932) и А. Н. Заварицким (1950). По предложенной В. М. Гольдшмидтом Г. к. э. (построенной с учётом положения элементов в периодич. системе элементов, типа электронного строения атомов и ионов, специфичности проявления сродства к тем или иным анионам, положения данного элемента на кривой атомных объёмов) все хим. элементы делятся на 4 группы: литофильные, халькофильные, сидерофильные и атмофильные.

Литофильные (от греч. lithos - камень и phileo - люблю, имею склонность) - элементы горных пород. На внешней оболочке их ионов, как в атомах инертных газов, располагаются по 8 электронов (в ряду Li - по два). Они трудно восстанавливаются до элементарного состояния; наиболее характерны для них соединения с кислородом (подавляющая масса этих элементов входит в состав силикатов). В природе встречаются таклсе в виде окислов, галогенидов, фосфатов, сульфатов, карбонатов. Преимущественно парамагнитны; располагаются на нисходящих участках кривой атомных объёмов. К ним относятся 54 элемента: щелочные и щёлочноземельные, В, Al, Sc, лантаноиды и актиноиды (Ac, Th, Pa, U); С, Si, Ti, Zr, Hf, P, V, Nb, Та, О, Cr, W, галогены и Mn (возможно Тс и At).

Халькофильные (от греч. chalkos - медь), по В. М. Гольдшмидту, или тиофильные (от греч. theion - сера), по Дж. Р. Гиллебранду (1954),- элементы сульфидных руд: Сц, Ag, Au, Zn, Cd, Hg, Ga, In, Tl, Ge, Sn, Pb, As, Sb, Bi, S, Se, Те. На внешней оболочке их катионов располагаются 18 электронов (S^2-, Se^2-, Те^2- по 8 электронов). В природе встречаются в виде сульфидов, селенидов, теллуридов и сульфосолей (исключением является олово, в виде касситерита SnO₂). В элементарном состоянии в природе встречаются Au, Ag, Сu, As, S, Bi и нек-рые др. Преим. диамагнитны, располагаются на восходящих участках кривой атомных объёмов.

Сидерофильные (от греч. sideros - железо) - элементы с достраивающейся электронной оболочкой. Сюда относятся все элементы VIII гр. периодич. системы, а также Мо и Re - всего 11 элементов. Располагаются в минимумах кривой атомных объёмов, ферромагнитны и парамагнитны. Обнаруживают специфическое хим. сродство к мышьяку (спер-рилит PtAs₂, леллингит FeAs₂, хлоантит NiAs₂, кобальтин CoAsS), неск. меньше к сере Гпентландит (Fe, Ni)₉ S₈, молибденит MoS₂ и др.], а также к Р, С, N. Платиноиды в природе находятся преим. в элементарном состоянии, железо как в виде окислов и силикатов, так и в виде сульфидов, реже арсенидов и в самородном состоянии.

Атмофильные (от греч. atmos- пар, испарение) - элементы атмосферы. К этой rpyune относятся все инертные газы (от Не до Rn), N и Н - всего 8 элементов. В природе для них характерно газообразное состояние. Большинство из них имеет атомы с заполненной электронной внешней оболочкой, располагаются в верхних частях кривой атомных объёмов; преим. диамагнитны. Для большинства (кроме водорода, близкого к литофиль-ным элементам) характерно нахождение в природе в элементарном состоянии.

По приведённой классификации все элементы распределяются по главнейшим ге-нетич. и парагенетич. природным ассоциациям. Понятия "биофильные" (элементы живых организмов) и "талассо-фильные" (элементы морской воды) лежат вне этой классификации.

Лит.: Ферсман А. Е., Геохимия, т. 1, Л., 1933; Щербина В. В., Геохимия, М.-Л.,. 1939; GqldschraidtV. M., Geochemische Verteilungsgesetze der Elemente, Bd 1-8, Kristiania, 1923-27; Войткевич Г. В. [и др.], Краткий справочник по геохимии, М., 1970. В. В. Щербина.

ГЕОХИМИЧЕСКАЯ ФАЦИЯ, совокупность физико-химич. условий среды, определяющих характер седиментации и диагенеза осадков. Г. ф. характеризуется ограниченными колебаниями значений концентрации водородных ионов (рН), окислительно-восстановительного потенциала (Eh), температуры, минерализации и солевого состава вод, концентрации органич. вещества в осадках и сопровождается типичными ассоциациями аутигенных минералов. Параметры, свойственные той или иной Г. ф., могут быть непосредственно измерены в современных морских и внутриматериковых водоёмах и лишь с известным приближением реконструированы для древних бассейнов. Обычно основой для этого служат количественные соотношения аутигенных минералов поливалентных элементов (Fe, Mn, U, S и др.), обладающих определёнными полями устойчивости в рамках системы Eh -рН.

Выделяют две основные группы Г. ф.- континентальные и морские. Первые отличаются преимущественным развитием окислит, условий (избыток свободного кислорода), тогда как вторые - широким диапазоном условий, от резко восстановительных, развитых обычно в осадках, обогащённых органич. веществом (сульфидные Г. ф.), через нейтральные (лептохлоритовые Г. ф.) до резко окислительных (Г. ф. окислов и гидроокислов железа).

Г. ф. изменяются во времени в сторону большей их восстановленности в условиях устойчивого накопления осадков на дне прогибающихся бассейнов либо ,в сторону большей их окисленности - при подъёме морского дна. Понятие "Г. ф." впервые введено в науку советским ли-тологом Л. В. Пустоваловым (1933).

Лит.: Пустовалов Л. В., Геохимические фации и их значение в общей и прикладной геологии, "Проблемы советской геологии", 1933, т. 1, № 1; Ферсман А. Е., Геохимия, т. 2, Л., 1934; Теодоро-вич Г. И., Осадочные геохимические фации, "Бюл. Московского общества испытателей природы. Отдел геологический", 1947, т. 22(1); Гуляева Л. А., Геохимические фации, окислительно-восстановительные обстановки и органическое вещество осадочных пород, в кн.: Советская геология, сб. 47, М., 1955. А.Б.Ронов.

ГЕОХИМИЧЕСКИЕ КАРТЫ, карты, отображающие закономерности пространственного распределения хим, элементов в горных породах. Выявляют области рассеяния и зоны концентрации элементов в разных типах пород (изверженных, осадочных, метаморфич.) и в пределах различных структурных зон региона.

Согласно классификации А. Е. Ферсмана, различают общие и частные Г. к. Общие Г. к. составляются на основе использования качественных и полуколичеств, аналитич. данных, к-рые наносятся на генерализованную геологич. или тектонич. основу в виде хим. символов различной величины и формы и показывают участки присутствия или повышенной концентрации отд. элементов и их групп. При составлении частных (поэлементных) Г. к. используются результаты количественных определений, характерных для данного региона элементов. Частные Г. к. обычно составляются для элементов, определяющих металлоге-нич. и пром. специализацию региона (напр., Сu, Pb, Zn, Ni, U и др.), или для сопутствующих элементов-индикаторов, имеющих большое поисковое значение (напр., S, As, Sb, F, C1 и др.). Изменения абсолютных или относительных (по сравнению с кларком) содержаний каждого из элементов в породах на площади региона отображаются сменой цветов раскраски или изолиниями.

При геохимич. картировании территорий, сложенных осадочными или осадоч-но-вулканогенными породами и хорошо обеспеченных буровыми данными, наиболее рационально построение литолого-геохимических карт. На литолого-геохимич. картах (см. карту) изолинии отображают количественное изменение содержания какого-либо одного характерного элемента или величины отношения геохимически близкой пары элементов в стратиграфически одновозраст-ных толщах, отлагавшихся в пределах древнего бассейна седиментации. Литоло-го-палеогеографическая основа такой карты позволяет рассматривать концентрации элемента (напр., Al, Fe, Mn, Р, U и др.) на фоне реконструируемых фациальных и климатич. условий образования осадков данного возраста; при этом учитываются расположение древних береговых линий, областей сноса, их петрографич. состав, а при достаточном количестве исходных данных - и физико-хим. условия, существовавшие в области выветривания и в толще осадков на дне бассейна.

Г. к. вместе с прилагаемыми к ней разрезами, гистограммами, таблицами химич. и минералогич. анализов и др. геохим. материалами помогают истолковывать причины возникновения аномальных (промышленных) концентраций элементов по сравнению с фоновыми их содержаниями во вмещающих породах региона. Г. к. существенно дополняют данные прогнозно-металлогенич. карт, способствуя выявлению перспективных площадей при поисках месторождений эндогенных и экзогенных полезных ископаемых. Отражение на Г. к. областей повышенных и особопониженных концентраций нек-рых элементов (напр., J, В, Sr, Сu и др.) представляет также особый интерес для медицины и с. х-ва, т. к. с ними связаны заболевания человека и животных (см. Биогеохимические провинции, Биогеохимические эндемии). Особенности миграции химич. элементов в условиях современного ландшафта выявляются с помощью составления ланд-шафтно-геохимич. карт (см. Геохимия ландшафта).

Лит.: Гинзбург И. И., Муканов К. М., Основные принципы составления геохимических карт рудных районов при металлогенических исследованиях, в кн.: Металлогенические и прогнозные карты, А. А., 1959; Казмин В. Н., Орлов И. В., К вопросу о принципах составления геохимических карт при геологической съемке, "Советская геология", 1966, М°6;Ронов А. Б., Ермишкина А. И., Методика составления количественной лито-лого-геохимической карты, "Доклады АН СССР", 1953, т. 91, №5; Ферсман А. Е., Геохимические и минералогические методы поисков полезных ископаемых, Избранные труды, т. 2, часть 3, М, 1953, разд. 6 (геохимическое картирование), с. 556 - 559.

А. Б, Роков.

ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ПОИСКИ полезных ископаемых, методы, основанные на исследовании закономерностей распределения химических элементов в литосфере, гидросфере, атмосфере и биосфере с целью обнаружения месторождений полезных ископаемых. Соответственно характеру вещества, исследуемому в геологопоисковых целях, различают литохим., гидрохим., атмохим. (газовые) и биогеохим. методы. Местное среднее содержание хим. элементов в горных породах, почвах, природных водах, в приземной атмосфере и растениях в удалении от месторождений характеризует т. н. геохимический фон (С_ф), близкий к цифрам кларков элементов. Вблизи залежей полезных ископаемых содержания хим. элементов закономерно изменяются, образуя геохим. аномалии - признаки возможного нахождения пром. месторождений. Эти аномалии представляют собой первичные и вторичные ореолы и потоки рассеяния вещества полезного ископаемого (см. Ореолы рассеяния), возникающие в процессе образования месторождений или в результате последующей миграции хим. элементов. Геохим. ореолы месторождений значительно превышают размеры залежей и нередко приурочены к покрывающим породам, т. е. расположены вблизи поверхности, что облегчает их обнаружение и в благоприятных условиях определяет высокую эффективность Г. п. В отличие от пром. содержания полезных компонентов в залежах, содержание тех же хим. элементов в аномалиях часто лишь ничтожно отличается от местного фона, что требует для их обнаружения высокочувствит. методов. Напр., при Г. п. месторождений ртути анализ горных пород ведётся с чувствительностью 1*10^-8 % Hg, золота 1*10^-7' % Аи, что соответственно в 10 млн. и в 3 тыс. раз меньше пром. содержания этих металлов. Критерием для выделения аномалий служит содержание хим. элемента, зависящее от нормального или логнормального закона распределения фоновых содержаний.

Г. п. проводятся систематическим определением содержаний хим. элементов в пределах исследуемого района путём отбора проб по определённой поисковой сетке для последующего анализа их состава. В пробах определяют содержание хим. элементов искомого полезного ископаемого - основных ценных компонентов залежи или их спутников. Более прогрессивны Г. п., не требующие отбора проб (воздушные и автомобильные методы) с непрерывной автоматич. записью, или пешеходные с отсчётом показаний приборов в точках наблюдений. Такие приборы пока созданы для определения содержаний ограниченного числа хим. элементов (напр., радиометры, берилломет-ры).

Наиболее широко проводятся Г. п. рудных месторождений, важнейшее значение среди них имеет литохимическая съёмка, к-рая основана на массовом опробовании горных пород и продуктов их выветривания. С помощью этого метода открыты многие месторождения цветных, редких металлов и золота, в т. ч. находящиеся в скрытом залегании и недоступные для выявления обычными геол. методами. Гидрохимический метод основан на исследовании состава природных поверхностных и подземных вод путём получения сухого остатка, соосаждения или экстракции рудных элементов с последующим спектральным или хим. анализом. При поисках сульфидных месторождений индикаторами оруденения могут служить пониженные значения рН и высокие содержания в водах сульфат-иона (SO''). Г. п. месторождений нефти и газа основаны на определении содержаний углеводородных газов в почвенном воздухе или в пробах горных пород (см. Газовая съёмка, Газовый каротаж). Биогеохимический метод основан на исследовании хим. состава растений, обычно путём их предварит, озоления и последующего спектрального анализа. Применение гидро- и биогеохим. методов целесообразно в условиях, неблагоприятных для проведения литохим. поисков.

В результате Г. п. составляются карты и графики содержаний элементов-индикаторов полезных ископаемых, по к-рым с учётом геол. и др. данных проводится интерпретация выявленных геохим. аномалий; среди них, как правило, только немногие отвечают пром. месторождениям. Поэтому оценка геохим. аномалий требует тщательного анализа условий рассеяния и концентрации хим. элементов на основе теоретич. законов геохимии. Возрастающее значение при обработке результатов Г. п. получают матем. методы с использованием ЦВМ. Эффективность Г. п. обеспечивается их совместным проведением с геол. и геофиз. исследованиями, в сочетании с проходкой горных выработок и буровых скважин.

Теоретич. основы Г. п. были заложены в трудах В. И. Вернадского; впервые эти методы получили применение в СССР (Н. И. Сафронов, А. П. Соловов, В. А. Соколов).

Лит.: Вернадский В. И., Избр. соч., т. 1, М., 1954; Инструкция по геохимическим методам поисков рудных месторождений, М., 1965; Сафронов Н. И., Основы геохимических методов поисков рудных месторождений, Л., 1967.

ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ПРОВИНЦИИ, отдельные области и районы, характеризующиеся специфич. преобладанием одних хим. элементов (в изверженных горных породах называется "специализацией" по тому или иному хим. элементу) и недостатком других. Проявляется в отклонении от соотношений средних содержаний хим. элементов (см. Кларки) в земной коре: чем больше отклонение, тем контрастнее выражена данная Г. п. и тем сильнее это сказывается на локализации в данной области месторождений определённых типов полезных ископаемых, на особенностях характерных почв, минерализации подземных и поверхностных вод, растительности и животного мира, вызывая иногда специфич. заболевания растений и особенно животных (см. Биогеохимические эндемии).

Изучение Г. п. помогает решению ряда задач региональной геохимии. Зная специфику хим. состава преобладающих элементов в данной Г. п., можно более целеустремлённо проектировать в данном р-не геохимические поиски месторождений полезных ископаемых. Как правило, чем больше отклонений от "кларка" в сторону превышения, тем вероятнее нахождение месторождений данного элемента при условии, что соотношение других элементов не препятствует его концентрации. Рудоносные комплексы изверженных пород в отличие от нерудоносных характеризуются более неравномерным содержанием рудных элементов. В. В. Щербина.

ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ, процессы изменения хим. состава горных пород и минералов, а также расплавов и растворов, из к-рых они образовались. В результате Г. п. происходит миграция хим. элементов (удаление одних, привнес и концентрация других), изменение их валентных состояний и т. д.

Г. п. могут быть подразделены на след, группы: геологич. предыстории, эндогенные, экзогенные и метаморфогенные. Г. п. геологич. предыстории охватывают процессы, связанные с образованием Земли как небесного тела. Эндогенные Г. п. начинаются с выплавления магмы из верхней мантии, её дегазации и дифференциации. Характер и степень дифференциации магмы обусловлены совокупностью ряда физико-хим. процессов (падение темп-ры, выделение летучих, ассимиляция, кристаллизационная и гравитационная дифференциация и др.), вследствие которых из магмы возникают породы, разные по хим. составу, структуре и с различными количественными соотношениями одних и тех же минералов. При охлаждении основной и ультраосновной магм из расплава в твёрдые фазы в первую очередь переходят преим. соединения железа, магния, кальция, хрома, титана, а также платина и элементы её группы. Продуктами первой стадии кристаллизации являются ультраосновные и основные горные породы (дуниты, перидотиты, габбро, пироксени-ты и др.) и связанные с ними рудные минералы: магнетит, хромит, титано-магнетит и др., образующие иногда промышленные месторождения. В результате выделения из магмы указанных элементов она становится более кислой и по своему составу приближается к диоритовой магме. В ходе дальнейшей кристаллизации магма обогащается кремнием, алюминием, щелочными металлами, летучими элементами и по своему составу приближается к гранитной магме. Кристаллизация последней даёт граниты и остаточный пегматитовый расплав, при застывании к-рого образуются пегматитовые жилы (см. Пегматиты), часто обогащённые минералами редких элементов. Взаимодействие летучих с уже закристаллизовавшейся горной породой приводит к процессам автометаморфизма. Повышенные количества щелочных металлов в остаточном расплаве вызывают явления щелочного метасоматоза, часто с привносом редких элементов, и превращения гранодиоритов и гранитов в щелочные граниты, сиениты и нефелиновые сиениты. При участии паров, газов и горячих растворов, выделившихся из магмы (постмагматических), происходят процессы скарнообразования (см. Скарны), грейзенизации, пропилитизации, березитизации (см. Березит), серпенти-низации, лиственитизации и образования гидротермальных месторождений меди, свинца, серебра, цинка, олова, вольфрама, золота и др. Под воздействием растворов различного состава происходят следующие виды метасоматоза: щелочной, кальциевый, магнезиально-желези-сто-силикатный, хлор-фтор-борный, карбонатный и пр.

Экзогенные Г. п. охватывают все виды выветривания горных пород и слагающих их минералов (разложение, окисление, гидратация, карбонатизация и пр.), протекающие во влажном климате с участием почвенных кислот, а в сухом (аридном) климате в щелочной среде при резком преобладании окислительных реакций. Продукты выветривания переносятся преимущественно водными потоками в океаны, моря и континентальные водоёмы (озёра) в виде механич. взвеси, истинных и коллоидных растворов. Состав растворов претерпевает изменения под влиянием поглотительной способности почв и сорбции элементов глинами; большую роль при этом играют микроорганизмы. В морских водоёмах происходит хим. дифференциация элементов: у берегов отлагаются руды алюминия - бокситы, далее руды железа, марганца, фосфориты и за ними известняки и доломиты. Образовавшиеся осадки в результате воздействия процессов коагуляции, дегидратации и т. д. превращаются на стадии раннего диагенеза в горную породу, а под влиянием перераспределения веществ без при-вноса извне на стадии позднего диагенеза происходит образование конкреций и т. д. (см. Диагенез).

Дальнейшее хим. изменение осадочных пород происходит под влиянием привноса вещества извне, а также роста температур и давлений при погружении пород на значительные глубины (см. Эпигенез).

В результате метаморфизма происходит более глубокий процесс преобразования вещества горных пород с перекристаллизацией. В зависимости от температуры и давления образуются различные мета-морфич. фации пород: зелёных сланцев, эпидот-амфиболитовая, роговообманково-габброидная, пироксен-роговиковая, гра-нулитовая и эклогитовая (см. Метаморфизм горных пород). При достаточно высоких температуре и давлении происходит мигматизация (переход веществ в вязкое состояние, предшествующее расплавлению), замыкающая цикл Г. п.

Лит.: Ферсман А. Е., Геохимия, т. 2-3, Л., 1934-37; Лебедев В. И., Основы энергетического анализа геохимических процессов, Л., 1937; Mason В., Principles of geochemistry, 3 ed., N. Y., 1966; Krauskopf К. В., Introduction to geochemistry, N. Y., 1967. В. В. Щербина.

ГЕОХИМИЧЕСКИЕ УЗЛЫ, области пересечения двух разнородных геохим. систем. Напр., пересечение специфич. фации осадочных пород типа медистых песчаников с наложенными эндогенными процессами вдоль более поздних текто-нич. нарушений. В результате наложения геохим. процессов в Г. у. происходит усиленная миграция хим. элементов с необычными их сочетаниями и аномальными концентрациями, что приводит к образованию комплексных месторождений, заключающих группу полезных ископаемых. Термин "Г. у." предложен А. Е. Ферсманом в 1931.

Лит.: Ферсман А. Е., Геохимические проблемы Союза, в. 2, Л., 1931.

В. В. Щербина.

ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ЦИКЛЫ, совокупность последовательно происходящих геохимических процессов, в к-рых элементы после ряда миграций возвращаются в исходное состояние. Для земной коры основной Г. ц. охватывает процессы: магматической дифференциации; кристаллизации с образованием магматич. пород; постмагматического преобразования пород под влиянием эндогенных флюидов (если оно имело место); выветривания; переноса материала водами с хим. дифференциацией и разделением веществ по фациям при осаждении в морских бассейнах; процессы раннего и позднего диагенеза с формированием осадочных пород; эпигенетического изменения и метаморфизма при погружениях под отлагающиеся осадки, а также образование под влиянием гранитизирующих флюидов гранито-гнейсов и гранитов, часто трудно отличимых от гранитов, происшедших из магматич. расплава, особенно если метаморфизованная осадочная порода подвергалась расплавлению.

Г. ц. могут быть прослежены и для отдельных хим. элементов; при этом Г. ц. может быть осложнён биогенным циклом: извлечение элемента из почвы или осадочной породы растениями, поедание растений животными, отмирание животных и растений и возвращение элемента в осадочную породу, продолжающую свой Г. ц. Термин "Г. ц." предложен А. Е. Ферсманом в 1922.

Лит.: Ферсман А. Е., Геохимия, т. 2, Л., 1934. В. В. Щербина.

ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ЭПОХИ, промежутки времени, характеризующиеся появлением месторождений определённого состава либо осадков и горных пород, обогащённых определённым элементом или целой ассоциацией элементов. Так, в геол. истории Земли отмечается железорудная эпоха, связанная с началом нижнего протерозоя (ок. 2500 млн. лет назад), эпоха свинцовых месторождений (1700- 1400 млн. лет) и др.

Каждая Г. э. характеризуется совокупностью внешних данных, определявших условия концентрации данного металла. Напр., интенсивное глобальное проявление железорудных месторождений и железистых фаций - итабиритов, железистых кварцитов - было вызвано, вероятно, первыми проявлениями жизни, обогащением атмосферы Земли свободным кислородом и, как следствие этого, существенным изменением характера водной среды Мирового океана. В результате происшедшего окисления двухвалентного железа в трёхвалентное произошла садка железа, до этого накапливавшегося в океане в виде бикарбонатных соединений. Этот процесс продолжался ок. 200-300 млн. лет и создал железорудные формации [Кривой Рог (СССР), озеро Верхнее (США), Минас-Жерайс (Бразилия) и др.] с запасами, превышающими все остальные жел. руды. Накопление свинца связано с карбонатными осадками, характеризующимися высокими средними содер-жаниями свинца. Массовое выпадение первых карбонатов, а вместе с ними рассеянного свинца относится к эпохе свинцовых месторождений, когда в результате метасоматич. процессов свинец карбонатов был мобилизован и переотложен в виде рудных залежей. К этой эпохе относится образование месторождений Салливан (Канада), Брокен-Хилл (Австралия), Завар (Индия) и др.

Существуют также золоторудная эпоха архея; эпоха накопления урана, ванадия и никеля, связанная с массовым осаждением этих металлов в начале палеозоя на территории Евразии; широко известна карбоновая эпоха угленосных формаций, обусловленная расцветом на Земле пышной флоры и последующим её захоронением и превращением в угольные залежи.

Лит.: Страхов Н. М., Основы теории литогенеза, т. 1, М., 1962; Тугаринов А. И., Войткеви ч Г.В., Докемб-рийская геохронология материков, 2 изд., М., 1970: Тугаринов А. И., Шилов Л. И., Изотопы свинца в докембрии, М., 1968. А. И. Тугаринов.

ГЕОХИМИЧЕСКИЙ БАЛАНС, баланс между массой хим. элементов, поступивших в океан при выветривании извержен-ных горных пород (пропорционально их кларкам) за время существования Земли, и массой хим. элементов, слагающих осадочные горные породы (с учётом воды и углекислого газа) в совокупности с массой хим. элементов, сохранившихся в морской воде. Согласно В. М. Гольдшмидту, к-рый ввёл (1933) понятие Г. б., за всё время существования Земли с каждого см² её поверхности было смыто 160 кг изверженных пород; из них (за счёт гидратации, окисления и карбонатизации) на каждый см² поверхности получилось 169,6 кг осадочных пород. Зная кларки гидросферы и средний состав осадочных пород, можно для каждого элемента составить его Г. б. Эмпирические данные показывают, что Г. б. не всегда соблюдается и для ряда элементов (в частности, для хлора, серы, бора и кальция) он нарушен.

Лит.: Гольдшмидт В. М., Основы количественной геохимии, пер. с нем., "Успехи химии", 1934, т. 3, в. 3; Ронов А. Б., Ярошевский А. А., Химическое строение земной коры, "Геохимия", 1967, № 11.

В. В. Щербина.

ГЕОХИМИЯ (от гео... и химия), наука о хим. составе Земли, законах распространённости и распределения в ней хим. элементов, способах сочетания и миграции атомов в ходе природных процессов. Г.-часть космохимии. Единицами сравнения в Г. являются атомы и ионы.

Одна из важнейших задач Г.- изучение на основе распространённости хим. элементов хим. эволюции Земли, стремление объяснить на хим. основе происхождение и историю Земли, дифференциацию её на оболочки (геосферы). Наибольшее внимание в Г. уделяется проблемам распространённости и распределения хим. элементов.

Распространённость химических элементов. Распространённость различных хим. элементов определяется синтезом их ядер, происходящим по разным термоядерным реакциям в недрах звёзд. Стадия эволюции звезды (её темп-ра) определяет характер этого синтеза.

Согласно наиболее распространённым космогонич. гипотезам (см. Космогония), при образовании Солнца из сжимающейся и вращающейся туманности на заключит. стадии сжатия от центр, сгущения отделилась значит, масса горячей плазмы которая образовала вокруг него про-топланетное облако в виде диска. Облако быстро охлаждалось, и в нём возникла спонтанная конденсация вещества. В результате многостадийных реакций (конденсационный рост ядер, их коагуляция, процессы аккреции и агломерации) газовое облако превратилось в газопылевое. Одновременно происходила потеря облаком газов в космическое пространство. Холодное газопылевое облако в силу ротационной неустойчивости разбилось на ряд сгущений - протопланет, к-рые адиабатически сжимались. Благодаря этому процессу из холодного вещества протопланетного облака образовались планеты земного типа и астероидный пояс с астероидами и метеоритами. Наконец, на периферии протопланетного облака происходила при очень низких абс. темп-pax конденсация отлетевших газов (Н, Не, NHs, CH₄ и др.), образовавших большие планеты - Юпитер, Сатурн, Нептун, Уран.

Непосредственное определение общего состава планеты невозможно. Однако астрономические (спектральные) данные о составе Солнца и данные о хим. составе кам. метеоритов (наиболее распространённых-хондритов) позволяют судить о распространённости хим. элементов на Земле и на др. планетах. Из табл. 1 видно, что распространённость элементов на Солнце и в метеоритах совпадают. Наиболее распространённые элементы (изотопы) имеют чётные по протонам и чётные по нейтронам ядра:

и многие др. Элементы с четно-нечётным числом протонов или нейтронов занимают среднее место. Элементы с нечётным числом протонов и нейтронов имеют очень малую распространённость,

напр. Распространённость элементов с чётным порядковым номером больше соседних с нечётными номерами (рис. 1). Лёгкие элементы Li, Be, В находятся в дефиците, т. к. "сгорают" в реакциях с протонами. Ядра элементов конца Менделеевской системы имеют огромный избыток нейтронов и потому неустойчивы. Эти элементы претерпевают радиоактивный распад (U, Th, Ra и др.) и спонтанное деление (U, Th, нек-рые актиниды).

Из данных о хим. составе оболочек Земли следует, что Земля имеет метеоритный состав. Метеориты разделяются на каменные (хондриты и более редкие ахондриты), железные (из Fe-Ni сплава) и смешанные. Хондриты потеряли все летучие вещества, кроме тех, к-рые прочно вошли в соединение с твёрдым веществом метеоритов - H₂О, FeS, С, NH₃ и др. Т. о., их твёрдое вещество по распространённости элементов отвечает солнечному составу; Mg, Si, Fe, О занимают первые места (по числу атомов Si/Mg = l), затем S, A1, Са и др. Силикатная фаза хондритов состоит преим. из мета- и ортосиликатов (см. Силикаты)- пироксенов (MgSiO₃) и оливинов [(Mg,Fe)₂SiO4], т. е. является тройной системой MgO, SiO₂, FeO. Каменные метеориты - многофазные системы; помимо главных фаз - силикатной и металлической (сплав Fe - Ni), они имеют ещё сульфидную, хромитную, карбидную, фосфидную фазы.

Табл. 1.- Распространённость химических элементов на Солнце и в каменных метеоритаж (хондритах) ( - число атомов данного элемента на 106 атомов магния)
Элементы	Солнце		Метеориты
	lg		lg
1 Н	10,64	4,4.1010
3 Li	<-0,46	<3,4.10-1	1,54	3,5.101
4 Be	0,98	9,55	-0,14	7,19.10-1
5 В	2,24	1.7.102	1,18	1,50.101
6 С	7,15	1,4.107	4,30	2.02.104
7 N	6,70	5,0.106	2,54	3,47.102
8 О	7,47	3,0.107	6,55	3,54.106
9 F			3,01	1,02.102
11 На	4,94	8,7.104	4,69	4.93.104
12 Mg	6,00	1,0.108	6,00	1 ,00.104
13 А1	4,84	6,9.104	4,89	7,81.104
14 Si	6,34	2,2.106	6,01	1,04. 104
	5,88	7,6.105
15 Р	3,98	9,6.103	3,72	5,23.102
16 S	5,94	8,7.105	5,00	1,01.102
17 Сl			2,50	3,20.102
19 К	3,34	2,2.103	3,55	3,52.102
20 Са	4,68	4,8.104	4,75	5,66.104
21 Sc	1,49	3,1.101	1,46	2,88.101
22 Ti	3,45	2,8.103	3,34	2,20.102
	3,27	1 ,9.103
23 V	2,81	6,5.102	2,35	2,23.102
24 Cr	3,76	5,8.103
	3,65	4,5.103	3,97	9,35.102
25 Mn	3,49	3,1. 103	3,87	7,37.102
26 Fe	5,44	2,8.105	5,84	6,96.101
27 Co	3,34	2,2.105	3,28	1, 92.103
28 Ni	4,41	2,6.104	4,60	4,00.104
29 Cu	3,09	1,2,103	2,49	3,06.102
30 Zn	2,16	1 ,4.102	2,09	1,24.102
31 Ga	1 ,36	2,3.101	1 ,06	1,16.101
32 Ge	1,13	1,3.101	1 ,35	2.23.101
33 As			0,64	4,32
34 Sc	-	-	1,31	2.05.101
35 Br	_	-	1,78	6,08.10-1
37 Rb	1,12	1 ,3.101	0,75	5,69
38 Sr	1 ,66	4.6.101	1.27	1 ,85.101
39 Y	1 ,84	6,9.101	0,56	3,64
40 Zr	1,29	2,0.101	1,09	1,24.101
41 Nb	0,94	8,7	-0,28	5,23.10-1
42 Mo	0,94	8,7	0,40	2,53
44 Ru	0,46	2,9	0,20	1 ,60
45 Rh	0,01	1,0	-0,51	3,15.10-2
46 Pd	0,21	1,6	0,18	1,52
47 Ая	-0,61	2,4.10-1	-0,82	1,50.10-1
48 Cd	0,18	1,5	-1,14	7,21.10-3
49 In	0,09	1 ,2	-2,85	1,41 .10-3
50 Sn	0.18	1,5	0,83	6,83
	0,69	4,9
51 Sb	0,58	3,8
	-0,94	1,1*10-1	- 0,88	1,33.10-1
52 Те			0,28	1 ,90
53 I	_		-1 ,71	5,11.10-1
55 Cs	_		-0,91	1 ,22.10-1
56 Ba	0,74	5,5	0,85	7,08
57 La	0,67	4,7	-0,46	3,50.10-1
58 Ce	0,42	2,6	-0,24	5,78.10-1
59 Pr	0,09	1,2	-0,94	1 ,15.10-1
60 Nd	0,57	3,7	-0,17	6,74.10-1
62 Sm	0,26	1 ,8	-0,67	2.16.10-1
63 Eu	-0,40	4,0.10-1	-1,07	8,53.10-2
64 Gd	-0,23	5,9.10-1	-0,39	4,12.10-1
65 Tb	-		-1,29	5,10.10-2
66 Dy	-0,36	4,4.10-1	-0,46	3,49.10-1
67 Ho			-1,16	6,88.10-2
68 Er			-0,71	1 ,94.10-1
69 Tm			-1,42	3,84.10-2
70 Yb	0,17	1,5	-0,73	1,87.10-1
71 Lu	1,49		-1,49	3,24.10-2
72 Hf			-0,74	1,82. 10-1
73 Та			-0,75	1,79.10-1
74 W		_	-0,58	2,64.10-1
75 Re		_	-0,76	1,74.10-1
76 Os			-0,22	5.96.10-1
77 Ir		_	-0,38	4.22.10-1
78 Pt		_	0,22	1,66
79 Au			-0,79	1,65.10-1
80 HS		_	-0,09	8,08.10-1
81 Tl			-2,63	2,38.10-3
82 Pb	0,27	1,9	-0,81	1,56.10-1
83 Bi			-1 ,63	2,33.10-2
90 Th			-1,55	2,79.10-2
92 U			-1,99	1 ,02.10-2

Цифры со стрелками обозначают поля элементов (оконтурены жирной линией): / - литофильных; 2 - халькофильных; 3 - сидеро-фильных. Для каждого элемента приведены значения атомного радиуса (0) и ионных радиусов при различных валентностях и координационных числах (обозначены римскими цифрами). Звёздочка обозначает пара- или ферромагнитное состояние переходных элементов; отсутствие звездочки - диамагнитное состояние. Атомные радиусы даны по Дж. Слейтеру, ионные - по Р. Д. Шеннону и

К. Г. Превитту, ионные (в скобках) - по Л. Аренсу.

Отношение силикатной и металлич. фаз в разных метеоритах варьирует. Мн. учёные, исходя из аналогии с метеоритами, считают, что планеты земного типа имеют также силикатную фазу и металлич. ядро, причём отношения между этими фазами у разных планет различны. По этой гипотезе, Земля имеет ок. 31% металлич. фазы, или ок. 40% Fe (включая окисленное).

Распределение химических элементов. Земля, как и др. планеты земного типа и Луна, имеет оболочечное строение; она состоит из ряда геосфер: ядра, мантии, земной коры, гидросферы и атмосферы (см. Земля). Твёрдые оболочки Земли, слагающие их горные породы, парагенетич. ассоциации минералов и т. п., как правило,- сложные многокомпонентные силикатные системы. Процессы, при к-рых они образуются, идут с конечными скоростями и являются необратимыми. В Г. мы встречаемся с неравновесными системами, к-рые характеризуются массой, объёмом, энтропией, давлением, темп-рой, хим. потенциалами. Для применения термодинамики в Г. необходимо знать поведение конкретных фаз, компонентов и систем в условиях геол. обстановки, в частности в большом диапазоне давлений и темп-р. Так, напр., общее представление о направлении геохим. процесса даёт Ле Шателье - Брауна принцип, согласно к-ро-му в любой системе, находящейся под действием внеш. сил, изменение к.-л. внеш. фактора вызывает превращение, направленное на компенсацию действия этого фактора. По действующих масс закону изменение активности одного из компонентов системы смещает равновесие. Напр., в реакции

равновесие смещается вправо, т. к. ангидрит выпадает из раствора. В реакции

начинающейся при темп-ре выше 350 ⁰С, равновесие сдвигается вправо, т. к. одновременно с отложением минерала вол-ластонита СаSiO₃ образуется углекислота, удаляющаяся из системы. С повышением темп-ры в реакциях с участием газовой фазы равновесие смещается в сторону меньшего объёма газовых компонентов. Напр., в реакции

равновесие сдвигается вправо. Высокое давление (газовое и литостатическое) изменяет направление и характер кристаллизации магмы.

Рис. 1. Распространённость химических элементов на Солнцеи в каменных метеоритах (хондритах); по оси абсцисс - порядковые номера элементов, по оси ординат- число атомов данного элемента на 10* атомов Mg.

Условия равновесия подчиняются также правилу фаз Гиббса (см. фаз правило), согласно к-рому число термодинамических степеней свободы системы f = k- -п + 2, где n- число фаз в системе, k - число компонентов. Поскольку в закрытой системе число степеней свободы f =< 2 (давление и темп-pa), то число фаз n>=k. Это минералогич. правило фаз, впервые в Г. применённое В. М. Гольдшмид-том, оправдывается для разнообразных горных пород.

Закономерности распределения отдельных элементов по многочисленным фазам - минералам зависят гл. обр. от строения внешних электронных оболочек атомов. В Г. поэтому широко используются закономерности, установленные кри-сталлохимией. Ионы и атомы в кристал-лич. решётках имеют разные радиусы R_i. Величина R_i связана с положением хим. элемента в системе Менделеева. По вертикальным группам R_i обычно растёт с увеличением атомной массы и уменьшается с увеличением валентности иона в пределах периода (см. табл. 2 на стр. 331).

В природных процессах разделения ионы и атомы сортируются по своим размерам. Кристаллич. решётки гл. породообразующих минералов принимают одни ионы (или атомы) и не принимают другие, в зависимости от их величины, заряда и др. свойств. Если ионы разновалентны, но имеют близкий размер R_i, в решётку чаще всего входит ион с большим зарядом. Если ионы имеют одинаковую валентность и по размеру различаются не больше чем на 15%, они часто изоморфно замещаются в кристаллич. решётках; происходит замещение атома атомом, иона ионом или группы атомов группой атомов, в зависимости от типа решётки, размеров R_i, заряда и т. д. (см. Изоморфизм). Изоморфное замещение играет огромную роль в распределении элементов по различным минералам. Использование R, в Г. объяснило причину ассоциации таких разнородных элементов, как U, Th и редкоземельных элементов (в минералах то-рианит, иттриалит и др.), а также постоянную ассоциацию редкоземельных элементов. При деформации одного иона другим в соединении, имеющем катион малого радиуса и анион большого радиуса, возникает т. н. поляризация, к-рая нарушает физ.-хим. свойства вещества - твёрдость, летучесть и мн. др. Отношение R_i, катиона / R_i аниона определяет число атомов, окружающих центральный атом в соединении, - его координацию, т. е. координационное число. Оно в свою очередь указывает на характер и строение кристаллич. решётки. Координац. число может изменяться в зависимости от условий образования минерала. Кристаллич. решётки минералов имеют различную структуру - от очень простых и симметричных построек из плотно упакованных шаров до весьма сложных с низкой степенью симметрии. При кристаллизации атомы и ионы стремятся расположиться в кристаллической решётке таким образом, чтобы была минимальной энергия кристаллической решётки. На основе всех этих данных была создана геохимическая классификация элементов, опирающаяся на физико-химические свойства химических элементов (табл. 3).

Табл. 3. - Геохимическая классификация химических элементов
Сидерофиль-ные (железо)	Хал ькофил ь-ные (сульфиды)	Литофильные (силикаты и др.)
Fe, Ni, Co, Ru, Rh, Pd, Os, Ir, Pt, (Mo), Au, Re, (P),(As), (C), (Ge), (Ga),(Sn), (Sb), (Cu)	S,Se, Те, Си, Zn, Cd, Pb, Sn.Mo, Ge, As, Ga, Sb, Bi, Ag, Ни, In, Tl, (Fe),(Ni),(Co)	Н, О, N, Si, Ti, Zr, Hf, F, Cl, Br, I, B, Al. Sc, Y, Li, Na, K, Rb, Cs, Be,Mg,Ca,Sr,Ba,Ra, V, Cr, Mn, W, Th, Nb, Та, U, Ac, Pa, (S),(P),(Sn),(C).(Ga), (Fe), (Ni),(Co), редкоземельные элементы

С открытием изотопов стала развиваться Г. изотопов - изучение процессов разделения изотопов хим. элементов в природных процессах, особенно лёгких атомов Н, С, О, N, S и др. Этим методом часто удаётся установить способ и условия разделения хим. элементов и образования конкретных минералов и рудных залежей.

Геохим. процессы разделения элементов на Земле поддерживаются прежде всего теплом, генерируемым радиоактивными элементами (радиогенное тепло), гравитационной энергией. На поверхности Земли значит, роль играет энергия солнечных лучей, к-рая, в частности, трансформируется живым веществом в хим. энергию нефтей и углей.

Геохимические процессы. Первичное разделение холодного недифференцированного вещества Земли на оболочки произошло под влиянием тепла адиабатич. сжатия планеты и радиогенного тепла. В мантии Земли на различных глубинах, особенно в астеносфере, возникали многочисл. расплавл. очаги. Разделение на оболочки шло путём зонного плавления, к-рое не требует полного расплавления мантии. Силикатное вещество планеты разделялось на тугоплавкую фазу - ультраосновные породы верхней мантии, и легкоплавкую фазу - основные породы (базальты) земной коры. Легкоплавкое вещество проплавляло кровлю магматич. камеры, а тугоплавкое кристаллизовалось на дне камеры; т. о. легкоплавкое вещество перемещалось вверх к поверхности Земли. При этом метасиликаты инконгруентно разлагались на ортосиликаты и кремне-кислоту, обогащённую хим. элементами, понижающими темп-ру плавления: щелочными элементами, Si, Ca, Al, U, Th, Sr и др. редкими литофильными элементами. Вещества, повышающие темп-ру плавления (Mg, Fe, Ni, Co, Сr и др.), сохранились по преимуществу в тугоплавкой фазе, т. е. остались в мантии Земли. Вместе с зонным плавлением шёл процесс дегазации верх, мантии.

Табл. 4. - Химический состав горных пород Земли, Луны и метеоритов
Окислы и элементы	Каменные метеориты (хондриты)	Ультраосновные породы Земли	Примитивные базальты Земли (толеитовые)	Эвкриты (базаль-тич. кам. метеориты)	Породы поверхности Луны				Средний состав осадочных пород Земли	Граниты Земли
					кристаллические (базальт)		тонко диспергированные (реголит)
					"Аполлон-12"	"Луна-16"	<• Аполлон-12"	"Луна-16"
В % по массе
SiO2	38,04	43,54	50,83	48,5	40	43,8	42	41,7	46,20	70,8
ТiO2	0,11	0,05	2,03	0,6	3,7	4,9	3,1	3,39	0,58	0,4
Аl2O3	2,5	3,90	14,0	12,96	11,2	13,65	14	15,33	10,50	14,6
FeO	12,45	9,84( + 2,51 Fe2O3)	9,0 ( + 2,88 Fe2O3)	17,6	21,3	19,35	17	16,64	1,95 (+3,3 Fе2О3)	1,8 ( + 1,6 Fe2O3)
MgO	23,84	34,02	6,34	8,28	11,7	7,05	12	8,78	2,87	0,9
CaO	1,95	3,46	10,42	10,23	10,7	10,4	10	12,49	14,0	2,0
Na2O	0,98	0,56	2,23	0,75	0,45	0,38	0,40	0,34	1,17	3,5
K2O	0,17	0,25	(0,16)	0,24	0,065	0,15	0,18	0,10	2,07	4,0
MnO	0,25	0,21	0, 18	0,43	0,26	0,20	0,25	0,21	0,16	0, 10
Cr2О3	0,36	0,34	0,4	0,38	0,55	0,28	0,41	0,28	0,09	0,07
ZrO	0,004	0,004	0,01	0,006	0,023	0,04	0,09	0,013	0,01	0,003
10-4 % п о массе
Rb	5	1	1,2	0,2	0,65		3,2	5,9	200	200
Ва	6	1	14	30	72	206	420	114	500	800
Sr	10	10	130	80	145	445	170	169	300	700
Y	2,0	1	43	22	50	54	13	58	30	30
V	70	40	290	50	88	425	64	61	100	40
Sc	6	1.5	61	35	50	20	47	27	10	3
Ni	13500	2000	97	1000	54	147	200	190	45	8
Co	800	200	32	40	40	29	42	53	10	5
Li	3	0,5	9	3	5,5		11	10	40	40
Th	0,05	0,015	~0,5	0,5	0,9	1,1	6	0,5	10	18
U	0,025	0,005	~0,1	0,2	0,25	0,2	1,5	0,1	3	3,5

Процессы выплавления и дегазации вещества мантии имеют периодич. характер. После того как произошёл вынос тепла и вещества из глубин на поверхность Земли, требовалось время на новое разогревание очага. С таким геохимич. циклом связан весь ритм тектоно-магма-тич. и вулканич. деятельности и мета-морфич. преобразований. Этот процесс шёл также на Луне и, по-видимому, на всех планетах земного типа. Хим. эволюция Земли поддерживается и регулируется непрерывным процессом выплавления и дегазации вещества мантии за счёт энергии радиоактивного распада.

Вещество мантии Земли (перидотиты, дуниты и др. ультраосновные породы) имеет хим. состав, приближающийся к метеоритному (табл. 4). Господствующие в мантии высокие темп-ры и давления приводят к полиморфным изменениям минералов, напр, к образованию сти-шовита, т. е. кварца с плотностью 4350 кг/м³ (при норм, давлении и темп-ре), и т. п. Благодаря этому вещество мантии разделяется на зоны с разной плотностью. Вещество верх, мантии проникает к поверхности на материках в дунитовых поясах, богатых хромитами, платиноидами, высокотемпературными сульфидами, в океанах - в рифтовых долинах средин-ноокеанич. хребтов.

Ранее, ссылаясь на наличие сульфидных руд в земной коре, геологи допускали существование в мантии сульфидной оболочки. Однако определение изотопного состава свинца из разных сульфидных руд показало их различный абсолютный возраст; следовательно, отторжение сульфидов из горных пород происходило в разное время, так что гипотеза сульфидной оболочки лишена достаточного основания. Процесс образования металлич. сплава Fe-Ni, из к-рого состоит ядро Земли, наименее изучен. Вероятно, ядро формировалось в процессах агломерации в протопланетном облаке и далее при адиабатич. сжатии Земли, что продолжалось длительное время.

Над мантией располагается земная кора, к-рая отделяется от вещества мантии границей Мохоровичича (см.Мохоро-вичича поверхность). Выделяют два типа земной коры: материковую (континентальную) и океаническую. Мощность континентальной коры достигает в среднем 35-40 км, а океанической - 6-8 км. Примитивные (толеитовые) базальты океанич. коры - более сложная система, чем вещество кам. метеоритов; они состоят по крайней мере из 4 гл. компонентов: MgO, SiO₂, FeO, Al₂O₃. В них отношение Si/Mg = 6,5, т. е. они не солнечного состава. Базальты земной коры, лунные породы (с поверхности лунных "морей") и эвкриты (базальтические каменные метеориты) имеют идентичный состав и одинаковую офитовую структуру. Исключит, роль в силикатных и др. системах играют вода и др. летучие, понижающие точку плавления системы. Наиболее существенное влияние на маг-матич. процессы оказывает вода в состоянии, близком к надкритическому.

В мантии под вулканами методами сейсмологии обнаружены камеры, заполненные жидкой магмой. Излияние базальтов сопровождается выделением водяного пара - ок. 7% по массе (20% по объёму) от излившегося базальта - и кислых дымов и газов (СО₂, HF, HCl, S, SO₂). В высокотемпературной стадии остывания базальта (600-800 °С) выделяются гл. обр. СО₂, HF, HC1. При средних темп-pax (ок. 200° С) также и соединения серы. При низких темп-рах и в поствулканич. (фумарольной) стадии выделяются СН₄, NH₄C1, H₃BO₃, СО₂ и др. газы, а также минерализов. растворы. Образование СО₂, СО, СН₄ - результат реакции в магме углерода с Н₂О при разных темп-pax и давлениях. Этот процесс сопровождается частичным разделением изотопов углерода - утяжелением углерода (повышением содержания С¹³) в СО₂, алмазах и карбонатитах (СаСО₃ кимберлитовых трубок) по сравнению с углеродом др. горных пород. Базальтовая лава при охлаждении подвергается фракционной кристаллизации с образованием различных магматич. пород, имеющих общие признаки. В магматич. стадии дифференциации возможны ликвация (напр., отделение от силикатов высокотемпературных Cu - Ni -Fe сульфидов) и газовый перенос. В ранней стадии фракционной кристаллизации магмы могут образоваться магнетит и ти-таномагнетит, как следствие окисления в магме Fe²⁺-> Fe³⁺; магнетит не растворяется в силикатном расплаве и увлекает с собой Ti в силу близости R_i Fe³⁺ (0,65) и Ti⁴⁺ (0,60). В стадии гл. кристаллизации образуются плагиоклазы от Лабрадора до олигоклаза и мн. др. алюмосиликаты. По мере остывания происходит накопление в расплаве более легкоплавких и летучих соединений, на известной стадии вступающих в реакцию с ранее выделившимися более высокотемпературными соединениями (реакционный принцип Боуэна). В этом отборочном механизме в остаточном расплаве концентрируются ионы, к-рые не вошли в породообразующие минералы из-за своих больших или очень малых R_i. С этими остаточными расплавами связывают происхождение богатых редкими элементами пегматитов и др. горных пород.

Кислые горные породы - граниты, гранодиориты и другие - имеют большое распространение в земной коре.

Одни из них содержат много Са (ок. 2,5% ) и тяжёлых металлов, мало щелочей и летучих, другие бедны Са (ок. 0,5% ) и тяжёлыми металлами, но богаты щелочами и летучими. Происхождение гранитов большинство учёных связывает с эвтектическим плавлением, с процессом гра-нитизации (метаморфизм и метасоматизм) осадочных горных пород на различных уровнях земной коры. Повышенное содержание ¹⁸О в кварце гранитов отвечает относительно низким темп-рам образования минерала.

В земной коре материков образуются рудные залежи - месторождения многих хим. элементов, прежде всего Fe, Cu, Ni, Co, Pb, Zn, Mo, Ag, Hg, в виде окислов, сульфидов и др. Их происхождение связано с гидротермальными растворами (см. Гидротермальные месторождения), несущими также и газы. Несмотря на известное разнообразие их состава в связи с глубиной, темп-рой и др. условиями образования, они имеют общие черты, напр, обычны ассоциации SiO₂-Au или Pb-Zn-Cu и др. в виде сульфидов или ассоциации SnO₂-WO₃-Н₃ВО₃- F в гидротермальных и грейзеновых месторождениях. Гидротермальные образования и грейзены рассматриваются как конечные продукты тектоно-магматич. процесса или гранитизации. Источниками рудного вещества гидротерм могут быть как подкоровые процессы, так и процессы в земной коре. Вопрос о способе переноса тяжёлых металлов вызывает споры. Не исключается газовый перенос металлов, напр, в виде фторидов, причём фтор часто даёт во вмещающих породах большие ореолы рассеяния. Неясны равновесия фторидов, хлоридов, металлов с Н₂О при разных темп-pax и давлениях. О хим. и физ. условиях рудообразова-ния даёт представление состав газово-жидких включений в рудных минералах, которые содержат растворы NaCl, MgCh, MgSO₄, KCl, H₂S, SiO₂, карбонатов и следы металлов; нередко высокое давление СО₂-до 2000 атм. Эти растворы близки к нейтральным; температура их образования лежит в пределах 50-550 °С. Обыкновенные сульфиды тяжёлых металлов Pb, Zn, Cu, Fe и мн. др. мало растворимы в воде, и изменение давления и темп-ры почти не меняет их растворимости. Напр., чтобы осадить 1 т цинка из раствора ZnS, нужно было бы испарить ок. 10 км³ воды. Маловероятен перенос сульфидов и в виде коллоидных растворов - золей. Существуют, однако, комплексные соединения сульфидов тяжёлых металлов, более растворимые, чем простые сульфиды, напр, дающие ионы HZnS₂^2- или HgS₂-. Большую роль в процессе переноса тяжёлых металлов горячими растворами играет концентрация в них СО₂ и, вероятно, др. газов: О₂, H₂S, PH₃. Напр., U образует комплексы [UО₂(СО₃)₃]⁴~, легко растворимые в Н₂О при определённой концентрации СО₂. Уменьшение СО₂ в растворе разрушает этот комплекс и вызывает отложение соединений U. Отложение тяжёлых металлов регулируется также парциальным давлением H₂S, к-рое определяет последовательность отложения металлов в сульфидном теле, парциальным давлением СО₂, окислительным потенциалом и т. д. Кристаллизация сульфидов, напр. Pb, Zn и мн. др., распределение в них редких элементов In, Ga, Ge, Tl и т. д. происходит по законам изоморфизма. Процесс отложения сульфидов отражается на изотопном отношении S³²/S³⁴ в минералах, что имеет диагностич. значение.

Магматические породы на поверхности Земли разрушаются под влиянием климатических факторов и ряда других агентов: организмов, воды, углекислоты, органич. веществ; этот процесс зависит от концентрации ионов водорода и кислорода, ионного потенциала и др. условий. Вещество горных пород при выветривании испытывает сложные превращения. Напр., полевые шпаты превращаются в каолинит, карбонаты и кварц; Na, Mg, К в виде хлоридов, сульфатов, карбонатов переходят в раствор и уносятся потоками в океан и т. д. Вследствие гидратации и карбонатизации общий объём пород увеличивается (рис. 2).

Рис. 2. Увеличение объёма породы в зоне выветривания.

В разрушении горных пород участвуют многие хим. процессы, как, напр., гидролиз алюмосиликатов, к-рый приводит к образованию латерита, свободных водных окисей А1₂О₃ и бокситов, к-рые обогащены Ti,Nb, Sn, Be и др. Окисление до более высоких валентностей часто выполняется микроорганизмами, например Fe²⁺ -> Fe³⁺, Mn²⁺ -> Мn⁴⁺ и т. д. Железные осадочные руды обогащаются фосфатами, арсенатами, ванадатами, а марганцевые - Ва, Ra, Co и др. Известняки, а также доломиты, фосфаты и нек-рые др. соли образуются при участии организмов и накапливают Sr, Mn, Pb, F, редкоземельные элементы и т. д.

Соленосные отложения возникают в результате испарения воды в изолиров. бассейнах. Последовательность отложения солей NaCl, MgSO₄ и др. идёт по законам галогенеза. В этом процессе происходит отделение твёрдых солей от насыщенного раствора - рапы, к-рая содержит наиболее растворимые соли Na, К, Sr, Li, В, Вг. Подобные растворы встречаются и в подземных высокоминерализованных водах.

Органич. вещество суши при захоронении приводит к образованию углей, а органич. вещество донных отложений совр. и древних морей (гл. обр. планктона) - к образованию нефтей и горючих газов. Изотопный анализ отдельных фракций нефтей на ¹²С/¹³С указывает темп-ру их образования - не св. 200-250 °С. Появление углей и нефтей в земной коре изменило миграцию и распределение ряда элементов. Так, напр., U, Y, Ge обычно концентрируются в осадочных железных рудах. С появлением углей их соединения стали накапливаться и в углях и в битумах, образуя нередко месторождения этих элементов. Наиболее стойкие минералы - монацит, торит, золото, магнетит, кварц, циркон, рутил, касситерит и др., при разрушении горных пород накапливаются в прибрежной части морей и океанов и образуют в зонах мор. шельфа россыпные месторождения.

Мощность осадочных пород на материках в нек-рых местах достигает 20 км, а в среднем превосходит 1 км. Общее кол-во осадочных пород на земном шаре указано в табл. 5. Гл. массу пород составляют глины и сланцы (ок. 55% ), карбонатные породы (ок. 25%), пески и песчаники (ок. 20% ).

Все магматические и осадочные горные породы подвергаются в той или иной степени метаморфизму. Разнообразные процессы в твёрдом веществе горных пород идут либо без выноса и привноса вещества извне (собственно метаморфизм), либо с выносом и привнесем вещества (метасоматизм). Различают щелочной метасоматизм (натриевый или калиевый), магнезиальный, кальциевый, железистый, а также серный (березитизацця гранитов), фосфатный, боратный и др. Глины превращаются в сланцы, известняки в мраморы и т. п. На глубине под действием высокой температуры породы могут испытать переплавление (палингенезис, гранитизацию). Все превращения, связанные с метаморфизмом, направлены к хим. равновесию, перекристаллизации с уменьшением объёма. Образуются минералы с большей плотностью и породы б. или м. однообразного минерального состава, содержащие кварц, полевой шпат, слюды (системы с минимумом свободной энергии). В силу сложности и разнообразия процессов метаморфизма за основу классификации метаморфич. пород берутся их минеральные ассоциации (минеральные фации), как показатели условий образования этих пород.

Региональная неравномерность распределения отдельных хим. элементов заставляет выделять на Земле различные геохимические провинции. Изучение терр. распространения хим. элементов в связи с геологией района составляет задачу региональной геохимии, конечной целью к-рой является составление геохимических карт территории на базе общих геол. данных.

Геохимические процессы в гидросфере, атмосфере и биосфере. Водная оболочка Земли - гидросфера - возникла в результате излияния базальтов и выноса в этом процессе воды, СО₂ и др. газов. Мировой океан со средиземными и приконтинентальными морями занимает ок. 71% поверхности Земли и имеет общий объём 1,37*10¹⁸ м³. Строение дна океанов - результат грандиозных магмато-генных процессов. Донные осадки составляют ок. 1,2*10²¹ кг. Легкорастворимые вещества обогащают водный раствор, труднорастворимые накапливаются в осадках дна. Соотношения растворённых солей сохраняются постоянными. Гл. ионы океанич. воды указаны в табл. 6.

	Табл. 5. - Количество осадочных пород на земном шаре, кг
	Глубоководные области	2.17*1020
	Батиальные области	1 ,0*1 021
	Щиты древних платформ	1.4*1020
	Молодые платформы	3,4*1020
	всего	1.7*1021

	Табл. 6. - Главные ионы океанической воды (на 1 кг океанической воды при солёности S=35, 00%„ и хлорности Сl = 19,375 0/00,)
	Компоненты	Концентрация
		г/кг	г -же! кг
	Катионы
	Na+	10,7638	0,46806
	Ms2+	1,2970	0,10666
	Са2+	0,4080	0,02035
	К+	0,3875	0,00991
	Sr2+	0,0136*	0,00031
	Сумма		0,60529
	Анионы
	Сl-	19,3534	0,54582
	so42	2,7007	0,05623
	НСО-3	0,1427	0,00234
	СО2-3	(0,0702)	(0,00234)
	Вr-	0,0659	0,00083
	F-	0,0013	0,00007
	Н3ВО3	0,0265
	Сумма		0,60529
	* В наст, время содержание Sr в океанич. воде принимается равным 8-10-4%.

В толще воды устанавливаются сложные равновесия между органич. веществом, солями, газами и др. веществами океанич. раствора и хим. составом донных отложений. Все воды материков (представляющие собой производные океанич. воды) составляют 3% массы воды океана. В воде рек и пресных озёр гл. ионами являются (в порядке убывания содержания) Са²⁺, Na⁺, Mg²⁺; CO₃²-, SO.,²-, Cl -.

С поверхности океанов ежегодно испаряется ок. 500 тыс. км³ воды, к-рая частично сбрасывается на материки, просачивается через слои осадочных пород и образует подземные воды. Захороненные воды бывших мор. илов образуют межпластовые воды. Под влиянием обмена между межпластовыми водами и породами и в зависимости от темп-ры пластов формируется состав подземных вод. Известны подземные воды нефтеносных областей, богатые I и Вг, иногда В; хлоркальциевые воды (напр., в девонских слоях Вост.-Европ. платформы); бессульфатные, богатые Ra; сероводородные, обычно возникающие в результате восстановления SO₄²- бактериями; богатые Li (в Иркутском амфитеатре) и др. Разнообразны и воды минеральных источников. В областях древнего вулканизма минеральные источники - холодные, без СО₂. В областях недавнего вулканизма появляются горячие источники с разнообразным солевым составом. Разработана их классификация.

Древняя газовая оболочка Земли была маломощной и состояла из СО₂, Н₂О, возможно СН₄ и др. газов. Совр. атмосфера возникла вторично, с появлением на Земле свободного кислорода в результате фотосинтетической деятельности растений. После этого продукты вулка-нич. эксгаляций S, H₂S, NH₃, H₂, CH₄ и др. были окислены, выбыли из атмосферы и осталась совр. азотно-кислородная оболочка Земли (см. Атмосфера).

Из пород Земли в атмосферу при действии вулканов выделяются лёгкие газы Не⁴,Не³,Н, D ("гелиевое дыхание"), к-рые не удерживаются гравитационным полем Земли и диссипируют (рассеиваются) в космич. пространство. Источником СО₂ (а также следов HF, HC1 и др.) являются тоже вулканы. На содержание в атмосфере СО₂ оказывает влияние океан, поглощающий СО₂ в холодных широтах и освобождающий СО₂ на экваторе. Поэтому на экваторе парциальное давление СО₂ в атмосфере несколько выше. Изотоп аргона ⁴⁰Аr накапливается в атмосфере в результате ядерного превращения ⁴⁰К -> ⁴⁰Аr (К-захват). Др. инертные газы - Ne, Кг, Хе - первичного происхождения. Атмосфера играет огромную роль в качестве транспортёра многих легколетучих соединений, галогенидов, органич. веществ и т. п. Газы атмосферы участвуют в геохим. выветривании горных пород, напр. О₂, СО₂. Азот фиксируется синезелёными водорослями и нек-рыми др. растениями. После их гибели в результате метаморфизма их остатков образуется калийная селитра.

Подземные атмосферы, заполняющие пористые породы, имеют разнообразный состав и образуются различными путями. Атмосферные газы могут быть захвачены осадочными породами. В этом случае для них характерно содержание ⁴⁰Аr по отношению к N₂ ок. 1%. Азотные струи без ⁴⁰Аr - результат метаморфизма органич. вещества (биогенные газы). Известны подземные атмосферы из СО₂, а также струи СО₂ в районах вулканич. деятельности, нефтяные газы СН₄, С₂Н₆, С₃Н₈ и др. углеводороды в нефтеносных областях, сероводород, радиогенные газы - Не, Rh и др.

Биосфер а-область на границе твёрдой, жидкой и газовой оболочек Земли, занятая живым, веществом - совокупностью организмов. Биосфера возникла ок. 3,5*10⁹ лет тому назад. Благодаря маломощной первичной атмосфере космич. излучение проникало на Землю. Под влиянием этого облучения из вулканич. дымов и газов Н₂О, СО, СО₂, HF, HCl, СН₄, S, H₂S, S₂, NH₃, Н₃ВО₃ и др. происходил абиогенный синтез мн.сложных соединений углерода с симметричными молекулами, оптически неактивными. На этом фоне возник биогенный синтез асимметричных оптически активных молекул живого вещества. После возникновения в результате фотосинтеза азотно-кисло-родной атмосферы над ней образовался озоновый экран. Вследствие этого космич. лучи практически перестали проникать к поверхности Земли и абиогенный синтез органич. соединений прекратился. Организмы не только изменили состав атмосферы, но прямо или косвенно участвуют в многочисл. геохим. процессах (см. Биогеохимия).

История отдельных элементов в земной коре. Г. отдельных элементов, поведение их в разных природных процессах составляют специальную часть общей Г. и часто представляют значит, экономич. интерес. Закономерные парагенезисы (ассоциации элементов) встречаются в разных природных процессах, но затем может происходить и разделение элементов. Напр., все галогениды в виде HF, HC1, HBr, HI поступают на поверхность Земли с вулканич. эманациями. В дальнейшем соединения I- под влиянием окислительно-восстановит. реакций (и солнечной радиации) легче других галогенидов окисляются, т. е. переходят в I₂, к-рый транспортируется через атмосферу и на поверхности Земли совершает свой круговорот (рис. 3). HF вулканич. газов немедленно фиксируется материковыми породами, особенно молекулой P₂Os, образуя прочную молекулу, лежащую в основе фтор-апатита. Соли НС1 и НВr переходят в водные-растворы и мигрируют вместе. Разделит, процессом для них является гл. обр. процесс садки солей при испарении растворов в изолир. бассейнах. NaCl поступает в осадок, а соли Вг остаются в рапе озёр. Отношение С1/Вr в океане близко к 300, то же примерно в озёрах, реках и т. д. Но в отложениях галита отношение Сl/Вr ок. 10 000 и больше, а в рапе (или в Мёртвом море) ок. 50. Т. о., по этому отношению Сl/Вr можно устанавливать происхождение минеральных растворов.

Рис. 3. Круговорот иода.

Другой пример: S, Se, Те выбрасываются вулканами. В гидротермальных рудных отложениях и сульфидах тяжёлых металлов они находятся вместе, но на поверхности Земли разделяются: S легко окисляется в SO₄^2- и сбрасывается в море; при испарении мор. воды образуются осадки сернокислого кальция - гипсы, ангидриты. Se трудно окисляется и в виде нерастворимых водных солей (Fe и др.) селенистой кислоты образует скопления. Те рассеивается при окислении. Миграция Са, Sr, Ba, Ra имеет много общих этапов. Однако Ва, встречаясь с SO₄^2-, даёт нерастворимые соединения BaSO₄. Одновременно тут же накапливается и RaSO₄. Бикарбонаты Са и Sr сбрасываются в виде водных растворов в океаны. При этом, в силу большой растворимости солей Sr²⁺, он не уходит в карбонатные осадки, а накапливается в растворах. Ещё более-сложные разделительные процессы идут-при образовании сульфидных гидротермальных отложений и во мн. др. случаях. Миграция отдельных элементов из одной термодинамич. системы в другую является частью общего круговорота или цикла миграции вещества на Земле.

Связь геохимии с другими науками.. Исторический очерк. Г. стоит на стыке геол., физ. и хим. наук и через биогеохимию связывается с биол. науками. Наиболее тесно Г. связана с геол. науками - минералогией и петрографией, особенно в вопросах генезиса минералов, горных пород и геол. процессов. Регионально-геохим. исследования проводятся в тесном сочетании с геотектонич. построениями. В Г. применяются совр. физ. и хим. методы исследования вещества и. процессов в широком диапазоне темп-р и давлений - спектральные, масс-спект-

ральные, резонансные, ядерные и др.; используются математич. методы. Изучение поведения вещества при высоких темп-pax и давлениях связывает Г. с геофизикой. Оценка абсолютного времени, к-рая лежит в основе историч. геологии, и ряд др. проблем истории Земли решаются только точными методами геохим. и ра-диохим. исследований (см. Геохронология). В палеонтологии при решении вопросов образования твёрдых скелетных частей организмов и их эволюции важно знать геохим. условия, в к-рых жили организмы. Изучение ископаемого ор-ганич. вещества раскрывает процессы образования каустобиолитов. Геохим. идеи играют очень большую роль в развитии почвоведения; они направлены на решение ряда важных вопросов агрохимии и агрономии. Геохим. изучение почвенного покрова очень важно для геохим. поисков полезных ископаемых.

В географии также развивается геохим. направление - геохимия ландшафта.

Изучение геохим. процессов, связанных с флорой и фауной, имеет большое значение для с. х-ва и медицины (см. био-геохимия).

Идеи Г. проникают в астрофизику, атомную физику, химию и физ. химию, хим. технологию и металлургию (особенно редких металлов). Г. успешно разрабатывает и внедряет в практику геохимические поиски месторождений полезных ископаемых и содействует решению проблемы комплексного использования минерального сырья. Она активно участвует в той огромной работе, к-рая проводится в Сов. Союзе в области химизации народного х-ва и особенно химизации с. х-ва.

Г. возникла на основе учения об атомах. Корни её уходят в прошлое геологомине-ралогич. знания. Геохим. идеи появились уже в конце 18 в. Нем. геолог К. Г. Би-шоф, франц. геолог Л. Эли де Бомон и др. накапливали геохим. факты, касавшиеся состава, миграции вещества в водных растворах, а также в магматич. и вулканич. процессах. Шведский химик и минералог И. Я. Берцелиус в 1-й пол. 19 в. изучал хим. состав большого числа минералов и первым предложил хим. классификацию минералов. Хим. анализ минералов и горных пород, исследования хим. состава природных газов и вод, хим. изучение полезных ископаемых привели в сер. 19 в. к возможности заложить основы Г. В 1838 швейц. химик К. Ф. Шёнбейн впервые ввёл термин "Г.". Многочисл. сведения по Г. были получены к кон. 19 и нач. 20 вв. Первую обширную сводку данных по Г. дал (1882) амер. геохимик Ф. У. Кларк. Формулирование основных задач в Г. принадлежит сов. академикам В. И. Вернадскому, А. Е. Ферсману и норв. геохимику В. М. Гольдшмидту. Значит, вклад в Г. был сделан работами Н. С. Курнакова и его школы, заложившими основы Г. галогенеза, а также физико-хим. анализа природных солевых систем. Идеи Вернадского и Ферсмана нашли особенно благоприятную почву для развития после Великой Октябрьской социалистич. революции. В СССР ученики В. И. Вернадского и А. Е. Ферсмана - А. П. Виноградов, Д. И. Щербаков, П. Н. Чирвинский, Н. В. Белов, А. Г. Бетехтин, Н. М. Страхов, В. С. Соболев, К. А. Ненадкевич, В. Г. Хлопин, А. А. Сауков, К. А. Власов, В. В. Щербина, В. И. Герасимовский, Н. И. Хитаров и мн. др. разрабатывали и разрабатывают как общие, так и отдельные вопросы Г. Во 2-й пол. 20 в. усилились исследования по радиоактивности горных пород и минералов, развивалась изотопная Г., широко развернулись работы по определению абс. возраста пород. Геохим. исследования в СССР ведутся не только в н.-и. ин-тах, но и в очень многих производств, организациях. Г. преподаётся в ун-тах и др. уч. заведениях. Был создан ряд геохим. ин-тов и отделов, в т. ч. биогеохим. лаборатория, реорганизованная позже в Ин-т геохимии и аналитич. химии им. В. И. Вернадского (см. Геохимии и аналитической химии институт). В 1956 начал издаваться журнал "Геохимия".

Лит.: Вернадский В. И., Очерки геохимии, 4 изд., М.- Л., 1934; Ферсман А. Е., Геохимия, т. 1 - 4, Л., 1933- 1939; его же, Пегматиты, 3 изд., т. 1, М.- Л.,1940; Виноградов А. П., Геохимия редких и рассеянных химических элементов в почвах, 2 изд., М., 1957; его ж е, Введение в геохимию океана, М., 1967; его же, Предварительные данные о лунном грунте, доставленном автоматической станцией " Луна-16", "Геохимия", 1971, N° 3; Vinоgrаdоv A. P., The elementary chemical composition of marine organisms, New Haven, 1953; Сауков А. А., Геохимия, [3 изд.], М., 1966; Clarke F. W., The data of geochemistry, 5 ed., Wash., 1924; Gоlrisehmidt V. M., Geochemistry, Oxf., 1954; Rankama K., .Progress in isotope geology, N. Y.-.L., 1963; Krauskopf К. В., Introduction to geochemistry, N. V.- L., 1967; Handbook of geochemistry, ed. K. H. Wede-pohl, v. 1 - 2, В.- [а. о.], 1969; Mason Br., Principles of geochemistry, 3 ed., N. Y.- L.- Sydney, 1970; Slater J C., Atomic radii in cryetals, "Journal of chemical Physics", 1964, v. 41, № 10, p. 3199-3204; Ahrens L. H., The use of ionization potentials, pt. 1 -Ionic radii of the elements, "Geochimica et cosmochimica Acta", 1952, v. 2, № 3. А. П. Виноградов.

"ГЕОХИМИЯ", ежемесячный науч. журнал АН СССР. Издаётся с 1956 в Москве. Публикует результаты экспериментальных и теоретич. исследований по вопросам геохимии (минералогии, кристаллохимии, кристаллографии, космохимии и др.), а также статьи о геохим. методах исследования и о геохим. методах поисков и разведки месторождений полезных ископаемых. В 1956-60 выходил 8 раз в год, с 1961 - ежемесячно. Тираж (1970) 1750 экз. Л. В. Семёнов.

ГЕОХИМИЯ ЛАНДШАФТА, научное направление, возникшее на границе географии и геохимии в 40-х годах 20 в. Изучает миграцию хим. элементов в ландшафте, используя с этой целью идеи и методы геохимии, особенно биогеохимии. Первые подходы к изучению Г. л. были сделаны в трудах сов. учёных В. И. Вернадского о биосфере (в 1926) и А. Е. Ферсмана по геохимии пустынь и полярных областей (в 1931). Основателем Г. л. как самостоятельного научного направления был сов. учёный Б. Б. Полынов, к-рый в 1946 сформулировал задачи, основные понятия и разработал методику исследований Г. л.

Г. л. классифицирует миграцию элементов по формам движения материи. Ведущее значение в большинстве ландшафтов имеет биогенная миграция, выражающаяся в биол. круговороте атомов, образовании и разложении орсанич. веществ. В результате круговорота солнечная энергия превращается в действенную химическую энергию. Физико-химическая миграция в основном развивается в водах ландшафта. Она определяет многие его геохимические особенности. По характерным ионам природных вод различают кислые (Н⁺), кальциевые (Са²⁺) и прочие ландшафты. Участки земной поверхности, отмеченные определёнными особенностями миграции, именуются геохимическими ландшафтами, все их части - водоразделы, склоны, долины и т. д. - связаны между собой миграцией атомов. Особенности миграции положены в основу геохим. классификации ландшафтов СССР и составления ландшафтно-геохим. карт для территории СССР и отдельных регионов.

Важным принципом Г. л. является историзм. Изучение геохим. особенностей ландшафтов прошлых геол. эпох составляет содержание исторической Г. л. Она применяется при поисках полезных ископаемых, в здравоохранении. Научные и прикладные исследования по Г. л. развиваются в АН СССР, академиях наук союзных республик, университетах, отраслевых исследовательских ин-тах, геол. управлениях.

Лит.: Полынов Б. Б., Геохимические ландшафты, в кн.: Избр. труды, М., 1956; его же. Учение о ландшафтах, там же; Г л азовская М. А., Геохимические основы типологии и методики исследования природных ландшафтов, М., 1964; Добровольский В. В., Атомы в ландшафте, М., 1964; Перельман А. И., Геохимия ландшафта, [2 изд.], М., 1966; его же. Современное состояние геохимии ландшафта и задачи дальнейших исследований, в сб.: Геохимия ландшафта, М., 1967.

А. И. Перельман.

ГЕОХИМИЯ ЛИТОГЕНЕЗА, геохимия осадков, геохимия осадочных пород, раздел геохимии, изучающий хим. состав и физико-хим. процессы образования осадочных пород и руд, их эволюцию в истории Земли, закономерности распространённости, распределения и миграции элементов в осадочной оболочке и гидросфере. Г. л. тесно связана общим объектом исследования с литологией. При реконструкции геохимических процессов используются данные стратиграфии, геотектоники, палеогео-графии и океанологии, а также и наблюдения над современными процессами выветривания, осадконакопления и данные экспериментального воспроизведения равновесных систем (карбонатных, фосфатных, солевых и др.) в качестве моделей процессов и реакций геологич. прошлого, с внесением в них необходимых поправок на эволюционные изменения физико-химич. условий осадочного породообразования. Г. л. изучает процессы, протекающие при относительно низких темп-pax и давлениях, ограниченных интервалом в пределах между значениями, характерными для земной поверхности и верхней границы области регионального метаморфизма.

Г. л. охватывает изучением все стадии осадочного породообразования (см. Литогенез), включая выветривание и мобилизацию исходных веществ в области денудации, их перенос реками в конечные водоёмы стока (внутриматериковые, морские и океанические), накопление в толще формирующихся осадков и последующее перераспределение в процессах диагенеза и эпигенеза. Ставит своей целью установление количественных соотношений различных форм переноса элементов в виде истинных и коллоидных растворов, комплексных соединений, механич. взвесей, сорбции на глинистых и др. минералах, равно как и выявление количественных

закономерностей пространственного распределения элементов в водной среде и в толще осадков. Ведущее значение в Г. л. имеют представления о равновесиях между газами атмосферы, ионным составом вод океана и донными осадками (алюмо-силикатные и карбонат-бикарбонатные равновесия), учение об осадочной дифференциации элементов и о зональном их распределении на площади бассейнов. В этой связи рассматривается проблема соотношения кларкового (рассеяние) и рудного (концентрация) процессов, решение к-рой представляет большой практич. интерес при поисках скрытых рудных залежей.

Значение различных типов хим. реакций в образовании осадочных рудных месторождений не одинаково на разных стадиях литогенеза. При формировании месторождений кор выветривания (бокситы, лселезные и никелевые руды) ведущая роль принадлежит реакциям окисления и гидролиза; в образовании месторождений солей - реакциям осаждения (кристаллизации) из истинных растворов (см. Галогенез)', в образовании месторождений фосфоритов, самородной серы, железных, марганцевых и урановых руд - химико-биол. процессам, сопровождаемым реакциями восстановления и диффузионного перераспределения веществ в поровых растворах.

Осадочное породе- и рудообразование и типы обусловливавших их хим. реакций в значительной степени предопределялись физико-геогр. условиями, существовавшими на земной поверхности в тот или иной период геол. времени, режимом тектонич. движений в пределах данного региона, интенсивностью вулканич. деятельности и многими др. факторами.

Г. л. использует геохим. индикаторы при реконструкции фациальных и кли-матич. условий седиментации, в частности солёности вод древних бассейнов, их газового режима, глубины и темп-ры. Ими являются соотношения химически близких пар элементов и изотопные отношения кислорода, серы, углерода и др. Особое внимание уделяется изучению геохимии органич. вещества, к-рое является не только источником горючих газов и нефтей, но и фактором, определяющим процессы восстановления и миграции поливалентных элементов, образования подвижных элементо-органич. соединений и комплексов.

Г. л. имеет непосредственное отношение к проблеме геохим. баланса хим. элементов во внешних оболочках Земли. Фундаментальной особенностью осадочных пород является отчётливо выраженное различие между их составом и средним составом пород "гранитной" оболочки, представлявшей собой главный источник осадочного материала в течение последних 2-3 млрд. лет земной истории. Различие заключается прежде всего в повышенном против баланса содержании в породах осадочной оболочки воды, углекислоты и органич. углерода, а также S, Cl, F, В и др. "избыточных летучих". Другой важной особенностью осадочных пород является высокое содержание в них кальция, сдвиг отношения K/Na в пользу калия, более высокое отношение окис-ного железа к закисному, повышенное содержание сульфатной серы по сравнению с кристаллич. породами "гранитной" оболочки. Все эти свойства наиболее отчётливо выражены в платформенных осадках, т. к. они представляют собой продукты наиболее глубокого выветривания и резко выраженной поверхностной дифференциации. В отличие от них, геосинклинальные осадки испытывали менее интенсивные изменения (особенно пески) и их состав приближается к составу материнских пород. Малой дифференцированности состава осадков противостоят в геосинклинальных областях глубокие эпигенетические их преобразования, связанные с погружением реак-ционноспособных минералов в области повышенных темп-р и давлений.

Лит.: Страхов Н. М., Типы литогенеза и их эволюция в истории Земли, М., 1963; Геохимия литогенеза. Сб. ст., пер. с англ., М., 1963; Ронов А. Б., Общие тенденции в эволюции состава земной коры, океана и атмосферы, "Геохимия", 1964. №8; Ронов А. Б. и Ярошевский А. А., Химическое строение земной коры, там же, 1967, № 11; Дегенс Э. Т., Геохимия осадочных образований, пер. с англ., М., 1967; Гаррелс Р. М. и Крайст Ч. Л., Растворы, минералы, равновесия пер. с англ., М., 1968; Goldschmidt V. М., Geochemistry, Oxf., 1954.

А. Б. Ронов.

ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКАЯ ШКАЛА, см. в ст. Геохронология.

ГЕОХРОНОЛОГИЯ (отгео... и хронология ), геологическое летосчисление, учение о хронологич. последовательности формирования и возрасте горных пород, слагающих земную кору. Различают относительную и абсолютную (или ядерную) Г. Относительная Г. заключается в определении относит, возраста горных пород, к-рый даёт представление о том, какие отложения в земной коре являются более молодыми и какие более древними, без оценки длительности времени, протекшего с момента их образования. Абсолютная Г. устанавливает т. н. абсолютный возраст горных пород, т. е. возраст, выраженный в единицах времени, обычно в миллионах лет. (В последнее время термин "абсолютный возраст" часто заменяют названием изотопный, или радиологич., возраст.)

Относительная Г. Для определения относительного возраста слоистых осадочных и пирокластических пород, а также вулканич. пород (лав) широко применяется принцип последовательности напластования [т. н. закон Стенсена (Стено)]. Согласно этому принципу, каждый вышележащий пласт (при ненарушенной последовательности залегания слоистых горных пород) моложе нижележащего. Относит, возраст интрузивных пород и других неслоистых геол. образований определяется по соотношению с толщами слоистых горных пород. Послойное расчленение геологического разреза, т. е. установление последовательности напластования слагающих его пород, составляет стратиграфию данного района. Для сравнения стратиграфии удалённых друг от друга территорий (районов, стран, материков) и установления в них толщ близкого возраста используется палеонтологический метод, основанный на изучении захороненных в пластах горных пород окаменевших остатков вымерших животных и растений (мор. раковин, отпечатков листьев и т. д.). Сопоставление окаме-нелостей различных пластов позволило установить процесс необратимого развития органич. мира и выделить в геол. истории Земли ряд этапов со свойственным каждому из них комплексом животных и растений. Исходя из этого, сходство флоры и фауны в пластах осадочных пород может свидетельствовать об одновременности образования этих пластов, т. е. об их одновозрастности. Впервые этот метод определения относит, возраста горных пород был применён в нач. 19 в. У. Смитом в Великобритании и Ж. Кювье во Франции. Тогда ему не было дано надёжного теоретич. обоснования. Кювье объяснял различия в составе комплексов ископаемых, встречаемых в пластах горных пород, вымиранием организмов в результате внезапных геол. катастроф и появлением затем новых их комплексов. Последователи Кювье, в том числе франц. геолог и палеонтолог А. Д' Орбиньи, предполагали, что смена органич. мира Земли после каждой катастрофы связана с "творческими актами божества". Учение Ч. Лайеля о медленных естеств. преобразованиях лика Земли и классич. труды Ч. Дарвина и В. О. Ковалевского об эволюционном развитии органич. мира дали материа-листич. обоснование палеонтологическому методу.

В результате трудов неск. поколений геологов была установлена общая последовательность накопления слоев земной коры, получившая назв. стратиграфической шкалы. Верхняя часть её (фанерозой) составлена при помощи палеонтологич. метода с большой тщательностью. Для нижележащего отрезка шкалы (докембрий), соответствующего огромной по мощности толще пород, палеонтологич. метод имеет ограниченное применение из-за плохой сохранности или отсутствия окаменелостей. Вследствие этого нижняя - докембрийская - часть стратиграфич. шкалы расчленена менее детально. По степени метаморфизма горных пород и др. признакам докембрий делится на архей (или археозой) и протерозой. Верхняя - фанерозой-ская - часть шкалы делится на три группы (или эратемы): палеозойскую, мезозойскую и кайнозойскую. Каждая группа делится на системы (всего в фанерозое 12 систем, см. табл. 1). Каждая система подразделяется на 2- 3 отдела; последние в свою очередь делятся на ярусы и подчинённые им зоны. Как системы, так и многие ярусы могут быть прослежены на всех континентах, но большая часть зон имеет только местное значение. Нанкрупней-шим подразделением шкалы, объединяющим несколько групп, служит эонотема (напр., палеозойская, мезозойская и кайнозойская группы объединяются в фанерозойскую эонотему, или фанерозой). Стратиграфич. шкала является основой для создания соответствующей ей геохронологической шкалы, к-рая отражает последовательность отрезков времени, в течение к-рых формировались тс или иные толщи пород. Каждому подразделению стратиграфич. шкалы отвечают определённые подразделения геохронологич. шкалы. Так, время, в течение к-рого отложились породы любой из систем, носит назв. периода. Отделам, ярусам и зонам отвечают промежутки времени, к-рые наз. соответственно эпоха, век, время; группам соответствуют эры. Крупнейшему стратиграфич. подразделению-эоно-теме - отвечает хронологич. термин - зон. Существуют два зона - докембрий-ский, или криптозойский, и фанерозой-ский. Продолжительность более древнего - докембрийского зона составляет ок. 5/6 всей геол. истории Земли. Каждый из периодов фанерозойского зона, за исключением последнего - антропогено-вого (четвертичного), охватывает примерно равновеликие интервалы времени. Антропогеновая система, соответствующая времени существования человека, намного короче. Расчленение антропоге-на проводится, в отличие от других периодов, по фауне наземных млекопитающих, к-рая эволюционирует гораздо быстрее, чем морская фауна (в составе последней за время антропогена не произошло принципиальных изменений), а также на основе изучения ледниковых отложений, характеризующих эпохи всеобщего похолодания. Нек-рые исследователи считают выделение антропогеновых отложений [см. Антропогеновая система (период)] в особую систему неправомочным и рассматривают её как завершающий этап предшествующего неогенового периода.

Табл. 1. - Геохронологическая шкала фанерозоя
Группа (эра)	Система (период)	Начало, млн. лет назад	Продолжительность, млн. лет
Кайнозойская (продолжительность 67 млн. лет)	Антропогеновая (четвертичная)	1,5*	1,5*
	Неогеновая	25	23,5
	Палеогеновая	67	42
Мезозойская (продолжительность 163 млн. лет)	Меловая	137	70
	Юрская	195	58
	Триасовая	230	35
Палеозойская (продолжительность 340 млн. лег)	Пермская	285	55
	Каменноугольная	350	75-65
	Девонская	410	60
	Силурийская	440	30
	Ордовикская	500	60
	Кембрийская	570	70
* По разным данным, от 600 тыс. до 3,5 млн. лет.

Подразделения стратиграфич. шкалы, выделенные с помощью палеонтологического метода, и соответствующие им подразделения геол. времени, объединённые в единой геохронологич. шкале, были утверждены в 1881 на 2-м Международном геол. конгрессе в Болонье и с тех пор являются общепринятыми во всём мире. В дальнейшем, благодаря совершенствованию методов палеонтологич. исследования и накоплению новых данных, в первоначальную схему геохронологии Земли вносятся нек-рые изменения и уточнения.

Абсолютная Г. В нач. 20 в. П. Кюри во Франции и Э. Резерфорд в Великобритании предложили использовать радиоактивный распад хим. элементов (см. Радиоактивность) для определения абс. возраста горных пород и минералов. Принцип, положенный этими учёными в основу определений абс. возраста, используется до сих пор. Измерение возраста производится по содержанию продуктов радиоактивного распада в минералах. Процесс распада радиоактивных элементов происходит с постоянной скоростью. В результате радиоактивного распада появляются атомы устойчивых, . уже нераспадающихся элементов, количество к-рых увеличивается пропорционально возрасту минерала. При этом принимается как достаточно обоснованное положение, что скорость радиоактивного распада в истории Земли всё время оставалась постоянной. Разные элементы распадаются с различной скоростью. Распад таких элементов, как уран, торий, калий и нек-рых других, происходит очень медленно, на протяжении нескольких млрд. лет. Напр., любое количество урана (²³⁸U) распадается наполовину за время, равное 4,51*10⁹ лет, тория (²³²Th) за 1,41*10¹⁰ лет. Эти долгоживущие элементы обычно и используются для определения абс. возраста горных пород и минералов.

В 1907 по инициативе Э. Резерфорда Б. Болтвуд в Канаде определил возраст ряда радиоактивных минералов по накоплению в них свинца. В СССР инициатором радиологич. исследований был В. И. Вернадский. Его начинания продолжили В. Г. Хлопин, И. Е. Старик, Э. К. Герлинг. В 1937 была создана Комиссия по определению абс. возраста геол. формаций.

Цифры, полученные в результате первых определений абс. возраста пород, позволили англ. геологу А. Холмсу в 1938 предложить первую геохронологич. шкалу фанерозоя. Эта шкала неоднократно уточнялась и перерабатывалась. В табл. 1 она воспроизводится на основании новейших данных (Г. Д. Афанасьев, 1968).

Геохронологич. шкала докембрия (см. табл. 2) из-за отсутствия остатков скелетной фауны построена гл. обр. по данным многократных определений абс. возраста магматич. пород на различных материках, что позволило установить одновременность крупных тектономаг-матич. циклов, лежащих в основе деления докембрия (см. Докембрийские эпохи складчатости).

	Табл. 2. - Геохронологическая шкала докембрия
	Подразделения докембрия		Начало, млн. лет назад	Продолжительность, млн. лет
	Протерозой	верхний (рифей)	1600	1030
		средний	1900	300
		нижний	2600	700
	Архей		>3500	>900

Каждое из принятых в СССР подразделений докембрия - архей и протерозой - по длительности значительно превышает отдельные группы фанерозоя. Протерозой подразделяется на три части - нижний, средний и верхний. Последний вошёл в Г. под назв. рифея, к-рый многие геологи считают подразделением, соответствующим группе.

Наиболее древние породы, найденные на Земле, имеют возраст ок. 3500 млн. лет и знаменуют собой начало архея. Пород, возникших в интервале времени от 3500 до 4500 млн. лет (предполагаемый возраст Земли), с достоверностью не обнаружено.

Методы определения абсолютного возраста. Накопление продуктов радиоактивного распада в течение времени, положенное в основу определений абсолютного возраста, выражается формулой: где D - число атомов нерадиоактивного вещества, возникших за время t; Р - число атомов радиоактивного элемента в настоящий момент; е - основание натуральных логарифмов;

- константа распада, к-рая показывает, какая часть атомов радиоактивного элемента распадается за единицу времени (год, сутки, минуты и т. д.) по отношению к первоначальному количеству. Иногда скорость распада выражают периодом полураспада (Т)-временем, в течение к-poro любое количество вещества распадается наполовину. Отношение DIP является функцией возраста (t) минерала. Так: - 1. Отсюда возраст образца минерала (О может быть вычислен по формуле:

Истинный возраст может быть определён в том случае, если отношение D/P изменяется только от радиоактивного распада, т. е. минерал представляет собой замкнутую систему.

Основные типы радиоактивного распада, используемые для определения возраста, следующие:

В зависимости от конечных продуктов распада выделяют следующие методы ядерной Г: свинцовый (уран-торий-свинцовый), гелиевый, аргоновый (аргон-калиевый), кальциевый, стронциевый (стронциево-рубидиевый) и осмиевый. Наиболее широкое применение из них получили свинцовый, аргоновый и стронциевый.

Свинцовый метод основан на исследованиях радиогенного свинца в минералах (уранините, монаците, цирконе, ортите). Он является наиболее достоверным, поскольку решение задачи о возрасте урано-ториевого минерала достигается по трём независимым уравнениям:

Pb, U и Th обозначают содержание в минералах изотопов свинца, урана и тория; и - константы распада изотопов

Если разделить уравнение (1) на (2), то получится уравнение

Это уравнение даёт наиболее близкие к истинным значения возраста, что связано с малой его зависимостью от возможных потерь урана и свинца минералом на протяжении его геол. жизни. Оно позволяет вычислить возраст только по одному измеренному отношению поскольку в наст, время отношениеравно

137,7 и практически во всех минералах и горных породах одинаково. Совпадение значений возраста, полученных по всем четырём уравнениям, свидетельствует о хорошей сохранности исследованного минерала, правильности проведённых анализов и достоверности вычисленного абс. возраста. Измерение изотопного состава свинца производится на масс-спектрометре (см. Масс-спектроскопия). Однако чаще различные уравнения дают разные значения возраста одного и того же минерала. В этом случае для установления истины прибегают к построению диаграммы в координатах ²⁰⁶Pb/²³⁸U:²⁰⁷Pb/U²³⁵ ). На неё наносят кривую ОА (конкордия), вычисленную теоретически для разных возрастов, и прямую ОВ (изохрона), на к-рую ложатся результаты измерений для нескольких исследованных одновозраст-ных минералов. Истинным возрастом считается значение на пересечении кривой ОА с прямой ОВ.

Поскольку все радиоактивные минералы содержат наряду с радиогенным свинцом примесь свинца обыкновенного, при вычислении возраста приходится вносить поправку. Для того, чтобы избежать этого, был предложен метод определения возраста, основанный на измерении изотопного состава свинца в нескольких минералах одной и той же породы с целью построения по полученным результатам изохроны. Диаграмма строится в координатах ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb; ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb. Данные изотопного состава свинца минералов, если они одновозрастны, ложатся на одну прямую - изохрону. Тангенс угла наклона этой прямой к оси абсцисс является отношением ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb, по к-рому согласно формуле определяется возраст породы.

Может быть вычислен также возраст обычных свинцовых минералов, если известен изотопный состав Pb. Обычный свинец состоит из смеси четырёх изотопов ²⁰⁴Pb, ²⁰⁶Pb, ²⁰⁷Pb, ²⁰⁸Pb, из которых ²⁰⁴Рb не связан с радиоактивным распадом и его содержание условно принимается за единицу. Остальные изотопы порождаются и постепенно накапливаются в результате радиоактивного распада урана и тория, причём темп прироста того или иного изотопа определяется соответствующей константой распада. Поэтому свинец разных эпох имеет различный изотопный состав: свинец более древних эпох содержит пониженное количество изотопов с массами 206, 207, 208, а в свинце более молодых эпох количество их увеличено относительно ²⁰⁴Рb. Возраст, вычисленный по изотопному составу рудного свинца, принято называть м о-дельным возрастом, поскольку он справедлив лишь для такой модели (системы), в к-рой отношение Pb : : U : Th изменяется во времени только вследствие радиоактивного распада. В действительности имеют место как совпадения модельного возраста с истинным для ряда месторождений, так и существенные расхождения, к-рые становятся более частыми в молодых геол. формациях.

Аргоновый метод. Основан на радиогенном накоплении аргона в калиевых минералах. Будучи более доступным благодаря лёгкости получения необходимого материала (калиевые минералы) и относительно простой его обработке, пользуется большой популярностью. Отрицат. чертой его является отсутствие внутреннего контроля (одно уравнение). Как показали многочисл. эксперимент, исследования, калиевые минералы сравнительно легко теряют радиогенный аргон. В меньшей степени это относится к слюдам и в значительно большей степени к полевым шпатам, что делает их малопригодными для определения возраста. Важной положит, чертой аргон-калиевого метода является возможность применения его для определения возраста осадочных отложений по минералу глаукониту. Опыт определения возраста неизменённых глауконитов как молодого (мезокайнозойского)так и древнего возраста показал, что глауконит хорошо удерживает аргон и калий вне зависимости от времени. Несмотря на свою сравнительно малую устойчивость минерал этот удобен тем, что даже при небольших изменениях, ставящих под сомнение пригодность данного образца, он сразу же обнаруживает изменение окраски и хим. состава.

Стронциевый метод, основанный на радиоактивном распаде ⁸⁷Rb и превращении его в ⁸⁷Sr, в СССР не приобрёл пока большого распространения. Причина заключается в том, что в районах с высоким общим содержанием рубидия последний может быть привнесён в минералы значительно позже времени их образования, в результате чего при определении возраста этих минералов возможны сильные искажения в сторону "омоложения"; наоборот, в районах с интенсивным щелочным метасоматозом рубидий легко выносится из минералов и тогда значение возраста по ⁸⁷Sr/⁸⁷Rb становится сильно преувеличенным. Обычно при измерении возраста по ⁸⁷Sr/⁸⁷Rb из гранита выделяют составляющие его минералы и в каждом из них определяют ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и ^8?Rb/⁸⁶Sr. На диаграмме в координатах ^B7Sr/⁸⁶Sr : ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr данные анализов отдельных минералов гранита располагаются на одной прямой - изохроне, вытянутой вправо вверх. Тангенс угла наклона изохроны с осью абсцисс представляет собой величину ⁸⁷Sr/⁸⁷Rb, определяющую возраст данной породы.

Для оценки возраста геол. объектов в пределах 60 000 лет огромное значение приобрёл радиоуглеродный метод, основанный на том, что в атмосфере Земли под воздействием космич. лучей за счёт обильного азота идёт ядерная реакция ¹⁴N + n = ¹⁴С + Р; вместе с тем ¹⁴C радиоактивен и имеет период полураспада более 5700 лет. В атмосфере установилось равновесие между синтезом и распадом этого изотопа, вследствие чего содержание ¹⁴С в воздухе постоянно. Растения и животные при их жизни всё время обмениваются углеродом с атмосферой, поэтому концентрация в них ¹⁴С поддерживается на постоянном уровне; в мёртвых организмах обмен с атмосферой прекращается и концентрация в них ¹⁴С начинает падать по закону радиоактивного распада. Измеряя содержание ¹⁴С с помощью высокочувствит. радиометрич. аппаратуры, можно установить возраст органич. остатков. Так, напр., по костям и шкуре мамонта на Таймыре был установлен возраст его захоронения (11 000 лет). Тот же метод помог датировать эпохи оледенения в Европе и Сев. Америке, определить возраст следов древних человеческих культур и т. д.

Лит.: Страхов Н. М., Основы исторической геологии, 3 изд.. ч. 1 - 2, М.- Л., 1948; Старик И. Е., Ядерная геохронология, М.- Л., 1961; Герлинг Э. К., Современное состояние аргонового метода определения возраста и его применение в геологии, М.- Л., 1961; Дан бар К., Роджерс Д ж., Основы стратиграфии, пер. с англ., М., 1962: Казаков Г. А., Тугаринов А. И., Методика определения абсолютного возраста горных пород, в кн.: Верхний докембрнй, М., 1963; Вонткевич Г. В., Возраст Земли и геологическое летосчисление, М., 1965; Тугарин о в А. И., Войткевич Г. В., Докем-брийская геохронология материков, М., 1966; Афанасьев Г. Д., Геохронологическая шкала в абсолютном летосчислении, в кн.: Проблемы геохимии и космологии. Международный геологический конгресс, 23 сессия, М., 1968.

Б. М. Келлер, А. И. Тутринов, Г. В. Войпгкевич.