Основные определение и соотношения

Все породы в той или иной степени являются магнитными. Наиболее важный параметр пород, характеризующий их магнитное состояние и используемый при

→

Интерпретации результатов магниторазведки - общая намагниченность J является

→ →

векторной суммой индуцированной J_i и остаточной намагниченности J_n и фактор

→ →

Q = J_n / J_i. → → →

J = J_i + J_n

Индуцированная намагниченность (и.н.) породы J_i = Н пропорциональна напряженности магнитного поля. В отсутствии магнитного поля она исчезает. Магнитная восприимчивость это способность различных веществ к намагничиванию под действием внешнего магнитного поля. →;

Естественная остаточная намагниченность породы - J_n возникает при намагничивании горных пород в слабом магнитном поле во время их образования и в последующий период при перепаде температур. Её величина и направление различны и определяются механизмом образования и возрастом.

Среда (горная порода или минерал), помещенная в магнитное поле напряженностью Н А/м под его воздействием намагничивается – в ней появляется внутреннее поле, которое накладывается на намагничивающее. Характеристика, учитывающая намагничивание среды, называется магнитной индукцией В

В = µ₀ (Н + I),

Где I – магнитный момент единицы объема среды (или его намагниченность),

µ₀ – магнитная проницаемость вакуума.

Магнитный момент зависит как от величины магнитного поля (т.е. его напряженности), так и от свойства горной породы – ее магнитной восприимчивости или способность горной породы намагничиваться I = • Н.

Среда характеризуется также магнитной проницаемостью µ

µ = 1+ = B/ µ₀Н

Эта величина показывает, во сколько раз увеличивается магнитное поле в результате намагничивания среды:

В = µ₀ (Н+ I) = µ₀ (Н + Н) = µ₀µ Н

 

µ₀ – магнитная проницаемость вакуума 4 π 10 ^-7 Гн/м

 

Носителями магнетизма вещества служат электроны его атома. У электрона (заряда) имеется:

а) спиновый магнитный момент µ_В, вызванный его вращением, направление которого зависит от положения электрона в атоме;

б) орбитальный магнитный момент.

Орбиты, заполненные электронами, не имеют магнитного момента, т.к. каждому электрону соответствует другой с противоположным по знаку магнитным моментом, компенсирующим магнитный момент первого.

 

Магнитная восприимчивость харaктеризует способность различных веществ к намагничиванию под действием внешнего магнитного поля. Это величина безразмерная. Относительная магнитная проницаемость μ и магнитная восприимчивость связаны между собой соотношением μ = 1+ .

Связь между наведённой (индуцированной) намагниченностью J_i, возникающей под действием постоянного магнитного поля напряженностью Н, и магнитной воспри-имчивостью выражается формулой

J_i = Н/(1 + N),

где N - коэффициент размагничивания, зависящий только от формы тела и изменяю-щийся от 0 (по направлению длинной оси намагничиваемого тела) до 4π (по направле-нию его короткой оси).

Остаточная намагниченность J_n возникает при намагничивании горных пород в слабом магнитном поле во время их образования и в последующий период при пере-паде температур. Величина и направление намагниченности определяются механизмом и возрастом ее образования. Каждое вещество характеризуется температурой выше которой его намагниченность пропадает (температура Кюри),.

 

Для магматических горных пород характерна термоостаточная намагниченность, которую они приобретaют при остывании ферромагнетиков в геомагнитном поле после их нагревания. Термоостаточная намагниченность характеризуется большими значениями фактора Q (до сотен единиц). В древние геологические эпохи геомагнитное поле меняло знак (инверсия магнитного поля Земли), поэтому некоторые горные породы имеют в настоящее время обратную (отрицательную) намагниченность, что является весьма важным фaктором для правильного истолкования результатов магнитных съё-мок.

Осадочные породы в процессе образования приобретают ориентационную остаточ-ную намагниченность за счет упорядочения под действием геомагнитного поля магнитных моментов осаждающихся частиц.

В породах различного происхождения встречается также химическая остаточная намагниченность, образующаяся под действием магнитного поля при физико-химичес-ких преобразованиях ферромагнитных минералов. Иногда это приводит к самообраще-нию вектора J_п, т.е. образованию отрицательной намагниченности из положительной.

Намагниченность, исчезающая с прекращением действия на вещество внешнего маг-нитного поля, называется индуцированной. Она может значительно превосходить J_п, а может быть существенно меньше её. Фактор Q = J_п / J_i может различаться даже для двух образцов одной и той же породы.

Способностью намагничиваться в магнитном поле обладают все вещества, в том числе и породообразующие минералы. По магнитным свойствам они делятся на диамагнитныe ( <O, μ <1), парамагнитные ( >0, μ > l) и ферромагнитные ( > 0, μ >>1). Среди последних в свою очередь выделяют собственно ферромагнетики, анти- ферромагнетики и ферриты.

У диамагнетиков абсолютное значение очень мало (примерно 10 ^-5 ед. СИ). Для них характерен четко выраженный диамагнитный эффект, заключающийся в том, что индуцированное поле отрицательно по отношению к внешнему намагничивающему. Остаточная намагниченность у диамагнетиков отсутствует: J_п = 0.

К природным диамагнетикам относятся такие минералы, как кварц, фосфор, сера, галит, гипс, кальцит, ангидрит, скаполит, галенит, графит, эпидот, хлорит, многие органические соединения, вода, ряд металлов (золото, висмут, химически чистая медь).

Нефть также является диамагнетиком, хотя некоторые её составляющие (асфальтены)-парамагнетики. Доказано, что магнитные свойства пород изменяются под воздействием нефти.

Парамагнетики имеют несколько бóльшее значение , по сравнению с диамагнетиками (около 10^-5–10^-4 ед. СИ). Под воздействием внешнего поля они намагничиваются по направлению этого поля. В отсутствии магнитного поля они не намагничены и их J_n = 0. Типичные парамагнетики – платина, гранаты, мусковит, турмалин, большинство окислов и сульфидов.

Связь намагниченности с намагничивающим полем для диа– и парамагнетиков характеризуется пропорциональной зависимостью. При снятии внешнего поля их намагниченность исчезает.

Ферромагнетики характеризуются большими значениями магнитной восприимчивости (до 25 ед. СИ). Их намагниченность является нелинейной и неоднозначной функцией намагничивающего поля и температуры (гистерезис).

Природу ферромагнетизма объясняют наличием в веществе большого числа мелких областей размерами 1-10 мм и толщиной 0,1 мм, которые в силу внутренних причин всегда намагничены до насыщения даже при отсутствии внешнего поля. Это – области спонтанного намагничивания (магнитные домены). В границах доменов ферромагнетиков атомные магнитные моменты расположены параллельно друг другу и ориентированы в одну сторону. Намагниченность их очень сильная. К ним относятся такие минералы, как титаномагнетит, маггемит. В антиф ерромагнетиках к которым относятся гематит, окислы марганца, кобальта и другие минералы, магнитные моменты атомов расположены параллельно, но ориентированы в противоположные стороны, спонтанная намагниченность отсутствует, намагниченность слабая, но стабильная. В ферритах, к которым относятся магнетит, пирротин и другие окислы металлов, происходит неполная компенсация магнитных моментов внутри доменов, и результирующая спонтанная намагниченность отличается от нуля.

Горные породы разного происхождения имеют неодинаковые магнитные свойства. Магматические породы отличаются большим разнообразием магнитных свойств. Магнитная восприимчивость интрузивных пород различного состава изменяется в зависимости от содержания в них магнетита, повышающегося от кислых пород к основным и ультраосновным.

 

Среди кислых пород (граниты, гранодиориты) преобладают слабомагнитные кoмплексы, которых не превышает 6·10^-4 ед. СИ, Jn изменяется от 0,1 до 50 А/м, но встречаются и магнитные ( достигает 0,07-0,08 ед. СИ, Jn - от 0,05 до 10 А/м). Слабомагнитными являются плагиограниты формаций, образовавшиеся в период завершения складчатости. К магнитным относятся гранитоиды средней стадии формации батолитов пёстрого состава и гранитоидов периода тектонической активизации. Наряду со слабомагнитными ( ~4·10^-3 ед. СИ, Jn~0,3 А/м) разностями основных пород (габбро, диориты) распространены комплексы с магнитной восприимчивостью до 0,3 ед. СИ, Jn до 40 А/м.

Ультраосновные неизмененные породы (гипербазиты альпинотипных формаций) обладают магнитной восприимчивостью, от 2·10^-4 до 7·10^-3 ед. СИ, в то время как гипербазиты, образовавшиеся в эпоху платформенного развития земной коры, и серпентинизированные разности ультраосновных пород имеют до 0,8 ед. СИ.

Аиалогичную связь с основностью состава имеет эффузивных пород, которая колеблется от 0,3 до 1,5·10^-2 ед. СИ.

Естественная остаточная намагниченность Jn интрузивных пород обычно по направлению совпадает с современным магнитным полем. У эффузивных пород мезозойского и более молодого возраста Jn значительно превосходит Ji; встречаются породы как с прямым, так и с обратным направлениями вектора Jn. Фактор Q эффузивных пород сильно зависит от возраста, изменяясь от нескольких единиц для мезозойских пород до нескольких сотен единиц для современных образований.

Среди метаморфических пород докембрийского возраста наименьшими значениями и Jn обладают породы, являющиеся продуктом регионального метаморфизма осадочных образований: глиноземистые сланцы, кварциты, мраморы, парагнейсы. Значения этих пород не превышает 6·10^-4 ед. СИ. Сильномагнитными являются хлоритовые и хлоритсодержащие сланцы, железистые кварциты, скарны ( достигает 10-20 ед. СИ). Чарнокитизация, грейзенизация, хлоритизация ведут к уменьшению и Jn. Поэтому зоны околорудных изменений проявляются понижением значений магнитного поля.

Ocaдoчныe горные породы, как правило, слабомагнитны. В платформенных областях средние значения у песчаников, алевролитов, глин аргиллитов изменяются от 10^-4 до

10^-3 ед. СИ, у известняков, доломитов и мергелей - от 10^-5 до 2 ·10^-4 ед. СИ, у солей - не более 10^-5 ед. СИ. В складчатых областях, где разрушаются магнитные породы, образуются осадочные породы, которых на порядок больше, чем у платформенных.

У большинства осадочных пород Jn близко к Ji. Направление вектoра Jn приблизительно совпадает с направлением древнего магнитного поля, в котором происходило образование осадочных пород, что позволяет использовать эти породы для палеомагнитных исследований магнитного поля прошлого. В осадочном чехле наблюдается переслаивание пород с различным направлением Jn, что обусловлено сменой знака магнитного поля Земли в прошлом.

Магнитные свойства руд определяются присутствием в них ферромагнитных минералов. Железные руды, в которых основным полезным минералом является магнетит или титаномагнетит, имеют наиболее высокие значения , которые меняются от 0,4 до 20 ед. СИ. Сидеритовые, гематитовые руды и руды осадочного происхождения слабомагнитные. Магнитная восприимчивость сульфидных медно-никелевых руд составляет 0,04-1 ед.СИ, касситерит-карбонат-сульфидных руд и олово-магнетитовых скарнов 0,2-7,0 ед. СИ. Магнитными являются хризотил-асбест, связанный с ультраосновными породами ( = 0,02-0,12 ед. СИ), и кимберлиты ( от 0,5-0,8۰10^-3 до 6۰10^-2 ед. СИ).

Медные руды и руды золота, как правило, слабомагнитные (соответственно = 6,6۰10^-3 ед. СИ и 2,5۰10^-3 ед. СИ).

Из изложенного следует, что основная предпосылка для успешного и эффективного применения магнитной съемки это различие в магнитныx свойствах горных пород и руд.

Значения и J_п могут быть получены путем измерений на образцах горных пород с одновременным изучением их литолого-петроrpафических особенностей, либо путем измерения магнитного поля на поверхности пород, в скважинах, горных выработках, а также путем изучения изменения магнитного поля во времени. При измерениях обычно используют магнитометрический (определяется магнитная восприимчивость и остаточная намагниченность) и индукционный способы (определяется только ).

 

В настоящей лабораторной работе используется именно индукционный метод измере-ния магнитной восприимчивости

Лабораторная работа № 5