Палеоло'ги (греч. Palaiologoi), последняя династия византийских императоров. К П. принадлежали: Михаил VIII — основатель династии, из аристократического рода, известного с II в. Он восстановил в 1261 Византийскую империю (которая пала в 1204), правил ею до 1282 (ранее, с конца 1258 — начала 1259 до 1261, был соправителем никейского императора Иоанна IV, с 1261 — единоличным императором Никейской империи ); Андроник II (правил в 1282—1328); Андроник III (1328—41), внук Андроника II; Иоанн V [1341—91, с соправителями (в 1341—54 императорский престол был узурпирован Иоанном VI Кантакузином, в 1376—79 — сыном Иоанна V Андроником IV, в апреле — сентябре 1390 — сыном Андроника IV Иоанном VII)]; Мануил II (1391—1425), 2-й сын Иоанна V; Иоанн VIII (1425—48); Константин XI (1449—53), брат Иоанна VIII. Правление П.— время политического ослабления Византии, феодального раздробления страны, засилья в области экономики венецианцев и генуэзцев, наступления теснящих Византию турок-сельджуков.

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

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

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

  Систематические палеомагнитные исследования в разных странах ведутся с начала 50-х гг. 20 в. Основные результаты исследований таковы:

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

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

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

  4) Геомагнитное поле при одном и том же направлении геомагнитной оси через интервалы времени, составляющие от 500 тыс. до 50 млн. лет, изменяет своё направление на обратное; происходит так называемая инверсия геомагнитного поля. Южный магнитный полюс находится в эпохи нормальной полярности вблизи Северного географического полюса, а в эпохи обратной полярности — вблизи Южного географического полюса. Изучение инверсий даёт экспериментальный базис для создания теории геомагнитного поля (см. Земной магнетизм ) и позволяет составить магнитно-стратиграфическую шкалу геохронологии. Хронология геомагнитных инверсий хорошо установлена лишь для позднего кайнозоя (плиоцен, антропоген) и немногих др. отрезков геологического времени (рис. 2 ). Моменты инверсий запечатлены в геологических разрезах всего земного шара и позволяют производить корреляцию далеко отстоящих разрезов. По смене направления намагниченности пород, обусловленной инверсией, расчленяются толщи осадочных или вулканических пород и уточняются датировка их возраста и последовательность геологических событий.