Магнитные свойства горных пород
Магнитные свойства горных пород
В.
В. Орлёнок, доктор геолого-минералогических наук
Все горные породы, слагающие земную кору, по магнитным
свойствам подразделяются на диамагнетики, парамагнетики и ферромагнетики. В
свою очередь магнитные свойства диа-, пара- и ферромагнетиков определяются
величиной магнитной восприимчивости c и остаточной намагниченностью In.
Магнитная восприимчивость характеризует способность
пород намагничиваться под действием внешнего магнитного поля Ii. Она
определяется из соотношения
c = Ii/H,
(VI.30)
где Ii – интенсивность намагничивания. Остаточная
намагниченность представляет как бы законсервированное магнитное поле прошлых геологических
эпох, т.е. характеризует намагниченность пород, приобретенную ими в момент
формирования.
Собственно намагниченностью I называется векторная
величина, равная магнитному моменту единицы объема тела.
Величина
В = Н + 4pI
(VI.31)
называется магнитной индукцией и характеризует
плотность магнитного потока, проходящего через поперечное сечение
намагниченного тела. В системе СГС единицей магнитной индукции является гаусс,
в системе СИ – тесла. Из выражения (VI.30), заменяя I=cН и подставляя его в (VI.31), получим
1 + 4pc = В/Н = m. (VI.32)
Величина m называется магнитной проницаемостью. В системе СИ она
измеряется в генри/м.
Диамагнетики являются практически немагнитными
породами. Коэффициент магнитной восприимчивости c для них отрицательный (c<0) и обычно имеет порядок 10-7 – 10-6 ед. СГС. К
диамагнетикам относится небольшое количество пород, например каменная соль,
гипс, кварц, кальцит.
Парамагнетики имеют невысокую положительную магнитную
восприимчивость c (c
> 0, порядка 10-6 ед. СГС). Парамагнитными свойствами обладает большинство
горных пород и минералов, например почти все осадочные породы (известняки,
доломиты, песчаники, глины), многие метаморфические и магматические породы
(граниты, гнейсы, роговики и др.). Магнитная восприимчивость диамагнитных и
парамагнитных пород не меняется при очень широких изменениях магнитного поля Н
– от 0 до 104 эрстед. Кроме того, парамагнитные вещества не обладают
самопроизвольной намагниченностью. В отсутствие внешнего поля их магнитный
момент равен нулю. При наличии поля атомные магнитные моменты парамагнетиков
ориентируются в направлении силовых линий поля.
Ферромагнетики характеризуются высокими положительными
значениями c,
доходящими до целых единиц СГС (c = 105 ед. СГС). Ферромагнитных минералов немного.
Важнейшими из них являются магнетит (Fe3О4), титаномагнетит (Fе2ТiO4), гематит
(Fе3О4), ильменит (FеТiO3), пирротин (FеS).
В отличие от диа- и парамагнетиков ферромагнитные
минералы обладают свойством сохранять остаточную намагниченность. Поэтому их
суммарная намагниченность складывается из остаточной намагниченности In и
индуцированной внешним магнитным полем Н намагниченности Ii:
I = cH + In (VI.33)
т.е. их магнитный момент определяется соотношением
М = (cН + In)V,
где V – объем образца.
Намагниченность диа- и парамагнетиков определяется
лишь первым членом уравнения (VI.33):
I i = cH; M = cHV, (VI.34)
ибо эти последние не обладают свойством сохранять
остаточную намагниченность.
Магнитные свойства горных пород обусловлены
содержанием ферромагнитных минералов. Эти минералы обычно рассеяны в виде
мелких зерен в общей диа-парамагнитной массе, составляющей основной объем
породы. Количество рассеянных (акцессорных) минералов и определяет магнитную
восприимчивость c и остаточную намагниченность In горных пород.
Свойство некоторых горных пород длительное время
сохранять остаточную намагниченность явилось основой для развития
палеомагнитных методов исследования горных пород, позволяющих получать ценные
сведения о структуре геомагнитных полей прошлых геологических эпох.
Намагниченность горных пород зависит от целого ряда
факторов и, в частности, от величины напряженности магнитного поля,
температуры, давления, химических изменений, времени, механических деформаций и
др. Наибольший интерес для палеомагнетизма представляет намагниченность,
которую приобретает горная порода при остывании в земном магнитном поле, а
также при химических изменениях, например при образовании гематита. Последний,
как известно, образуется при окислении магнетита. Намагниченность, приобретаемая
породой, в первом случае называется термоостаточной (ТРМ), во втором –
химической остаточной намагниченностью (ХОН). Термическая и химическая
остаточные намагниченности являются наиболее стабильными видами
намагниченности. Однако наряду с ними горные породы претерпевают и другие виды
намагниченности.
Приобретаемая при этом намагниченность называется
вторичной остаточной намагниченностью. Вторичную остаточную намагниченность,
т.е. дополнительное изменение первично индуцированной величины и направления
вектора напряженности Н, горная порода приобретает в результате последующего
умеренного разогрева (например, при метаморфизме) или механической деформации
(при тектонических нарушениях, дислокациях, метаморфизме и т.д.), химических
изменениях, а также при общем размагничивании в ходе времени или под влиянием
переменных магнитных полей локального происхождения.
Намагниченность горных пород постепенно уменьшается с
увеличением температуры и становится равной нулю в точке Кюри (порядка 6000С).
Точка Кюри для различных ферромагнетиков различна. Например, для магнетита она
равна 578°С, гематита – 675° С, ильменита – 100 – 150° С, пирротина – 300 –
325° С.
Поскольку вторичная остаточная намагниченность,
накладываясь на первичную остаточную намагниченность, затрудняет получение
истинных значений In и c, образцы в процессе палеомагнитных измерений подвергают так называемой
магнитной или термической чистке. Сущность магнитной чистки пород заключается в
том, что образец подвергают размагничиванию в плавно меняющемся переменном
магнитном поле, в результате чего нестабильная вторичная остаточная
намагниченность удаляется, а более стабильная первичная остаточная
намагниченность сохраняется как бы в чистом виде. Размагничивание производится в
пространстве, изолированном от влияния геомагнитного поля Земли, для чего
обычно используются кольца Гельмгольца.
Сущность термической чистки заключается в том, что
образец нагревают до температуры несколько ниже точки Кюри и затем охлаждают.
Цикл «нагревание – охлаждение» повторяют несколько раз, контролируя при этом
изменение магнитной восприимчивости c. Последнее необходимо для исключения из опытов
образцов, в которых в результате нагрева произошли необратимые химические и структурные
изменения. Наличие этих изменений обычно контролируется по колебаниям c (20 % от первоначального значения).
Отношение In/Ii = Q называется числом или фактором
Кенигсбергера. Величина Q меняется от 1 до 100 и более единиц. Это
свидетельствует о том, что локальные остаточные магнитные аномалии, наблюдаемые
на поверхности Земли, обусловлены в большинстве случаев величиной In, а не Ii.
Для термоостаточной намагниченности фактор Q, как правило, больше единицы. В то
же время для нормальной намагниченности (например, осадочных пород) он
составляет десятые, сотые доли единицы (Белоконь и др., 1973). С другой
стороны, фактор Q до некоторой степени исключает влияние концентрации
акцессорных, что позволяет сравнивать магнитные свойства различных пород. При
наличии большого количества определений Q в разновозрастных толщах пород
(порядка 100 и более) фактор Q может характеризовать релаксационный спад
первичной намагниченности пород (рис. 39) и тем самым их относительный возраст.
Промежуток времени, в течение которого магматические,
метаморфические и осадочные породы приобретают тот или иной вид
намагниченности, зависит от скорости остывания магм или скорости седиментации и
диагенеза. Он может меняться в пределах от нескольких часов до десятков и тысяч
лет. Следовательно, в одной и той же толще магматических или осадочных пород
вектор In будет меняться по разрезу.
Список литературы
Для подготовки данной работы были
использованы материалы с сайта http://elib.albertina.ru