43. Магнитные свойства горных пород: определяющие факторы и закономерности.
Ферромагнетизм. Виды намагниченности
В методах магниторазведки и палеомагнитологии важна намагниченность горных пород: индуктивная и остаточная. В электромагнитных методах, использующих переменные поля достаточно высокой частоты, определенное значение имеет магнитная проницаемость (μ), но для большинства горных пород μ =1 , только сильные ферромагнетики имеют μ порядка 2—20.
Полная намагниченность горной породы J векторно складывается из индуктивной Ji и остаточной Jr, намагниченности. Индуктивная намагниченность пропорциональна напряженности современного магнитного поля Ji = кН, где коэффициент пропорциональности к — магнитная восприимчивость (тензор). В полях с большой напряженностью Н магнитная восприимчивость нелинейно зависит от Н, но для слабых полей порядка земного можно считать к(Н) = соnst.
Ферромагнетизм имеет следующие свойства.
1. Он создается спиновыми магнитными моментами валентных электронов
2. Имеется три уровня магнитного упорядочения:
а) параллельная ориентация магнитных моментов валентных электронов, энергетически выгодная, приводящая к взаимной компенсации магнитных полей антипараллельно ориентированных магнитных моментов электронов у диа- и парамагнетиков;
б) упорядочение направлений магнитных моментов атомов в кристаллической решетке, по которому различают:
— собственно ферромагнетики — с параллельной ориентацией магнитных моментов всех атомов,
— антиферромагнетики - с двумя подрешетками равных по модулю и противоположно ориентированных магнитных моментов,
— феррмиагнетики (ферриты) — с противоположно ориентированными разными по модулю магнитными моментами подрешеток,
— слабые ферромагнетики — с ориентированными под разными углами магнитными моментами подрешеток, атомных плоскостей;
в) доменная структура ферромагнитных материалов, согласная ориентация намагниченности в небольших частях ферромагнитных тел доменах.
3. Намагниченность изменяется с температурой. Эта зависимость нелинейная, различная у разных ферромагнетиков. Две подрешетки ферримагнетика часто имеют разные температурные кривые намагниченности. Тогда суммарная намагниченность меняет знак при изменении температуры. У всех ферромагнетиков намагниченность скачком уменьшается на несколько порядков при нагревании выше определенной для каждого вещества температуры (точки Кюри для ферромагнетиков и точки Нееля для антиферромагнетиков). Это точки магнитного фазового перехода (2-го рода), в которых разрушается ферромагнитная упорядоченность на электронном уровне. В таких переходах скачком меняются вторые производные термодинамического потенциала (свободной энергии) Гиббса: сжимаемость, теплоемкость, магнитная восприимчивость. Вещество становится парамагнитным с увеличением температуры.
5. В ферромагнитных материалах намагниченность зависит от механических напряжений (пьезо- или тектономагнетизм) и, наоборот, их намагничивание изменяет объем и форму тел (магнитостогласная рикция).
6. Намагниченность ферромагнетиков зависит от формы тела. На тело всегда действует собственное магнитное поле, направленное противоположно намагничивающему полю и создающее эффект размагничивания.
7. Намагниченность изменяется со временем и зависит от магнитной истории породы или тела. Причин магнитного старения довольно много: оно может быть самопроизвольным, вызываться действием постоянных и переменных магнитных полей, температуры, радиации, механических воздействий. Разные виды намагниченности имеют неодинаковую стабильность. Введено специальное понятие магнитной вязкости для характеристики запаздывания во времени намагниченности от изменений напряженности поля; есть несколько квантово-физических моделей ее природы.
Виды намагниченности
Намагничивание горных пород геомагнитным полем в естественных условиях происходит при определенных температурных условиях в присутствии механических напряжений, с фазовыми, а иногда и химическими преобразованиями вещества. Этот сложный процесс можно разделить на составляющие виды намагниченности.
Намагниченность постоянным магнитным полем при постоянных значениях давления и температуры, называемая нормальной или изотермической, по своей природе является индуктивной, но может быть давней, т. е. остаточной; она нестабильна при нагревании. добавление к постоянному магнитному полю переменного создает более интенсивную намагниченность, называемую идеальной; ее применяют в качестве одного из способов магнитной чистки при подготовке образцов к палеомагнитным измерениям. Вязкой называют намагниченность, уменьшающуюся со временем в результате действия релаксационных процессов.
Термоостаточная намагниченность Jrt образуется при остывании горных пород с ферромагнитными компонентами ниже температуры Кюри или Нееля. Это главный вид остаточной намагниченности магматических пород как объектов палеомагнитологии. Она весьма стабильна; необходимое для ее снятия поле (термокоэрцитивная сила) может в несколько раз превышать по напряженности земное.
Ориентационная остаточная намагниченность Jro осадочных пород возникает при осаждении мелких, часто однодоменных частиц с ориентацией их магнитных моментов в геомагнитном поле. Эта намагниченность, как правило, слабоинтенсивная и не очень стабильная, но она наиболее интересна в палеомагнитных исследованиях ввиду широкого распространения и невысокой степени дислоцированности ее носителей терригенных осадочных пород.
Химическая остаточная намагниченность Jrc образуется в осадочных породах в результате химических изменений: новообразования окислов железа, раскристаллизации, дегидратации железосодержащих минералов; она обнаруживается у некоторых карбонатных пород, бокситов, осадочных железных руд. Химической в большинстве своем является природа изменений магнитных свойств горных пород в процессах метаморфизма.
Минералогия магнитных свойств
Магнитные свойства определяются исключительно содержанием ферромагнитных минералов, прежде всего минералов железа (магнетит, титаномагнетит, магномагнетит, гематит, гетит, сидерит). Другое дело, что содержание этих минералов в качестве акцессорных (их называют темноцветными) обнаруживает отчетливую отрицательную корреляцию с содержанием Si02 и, напротив, положительную с MgO, т. е. с основностью горных пород. Эта закономерность статистическая; во всех группах пород (кислых, средних, основных и ультраосновных) есть слабомагнитные разности, и вероятность их обнаружения повышается от основных пород к кислым. Сильномагнитные разности более вероятны у основных пород. Перечисленные закономерности можно резюмировать так: в ряду граниты диориты габбро с повышением основности растут средние, модальные и максимальные значения магнитной восприимчивость.
Осадочные породы в большинстве своем менее магнитны, чем магматические. Именно акцессорные минералы определяют магнетизм осадочных пород, а так как их содержание невелико, даже малые его вариации приводят к изменениям магнитной восприимчивости для глин, аргиллитов, алевролитов и песчаников независимо от возраста и структурного положения.
Изменение магнитной восприимчивости в осадочных породах может быть следствием окислительно – восстановительных процессов в различных ферромагнитных минералах под действием флюидов нефтяных и газовых залежей, с чем связываются возможности применения магниторазведки в задаче прямых поисков месторождений нефти и газа.
Метаморфические породы обнаруживают зависимость магнитных свойств от состава исходной породы и химических преобразований ее в метаморфическом процессе. Исходными породами бывают магматические и осадочные, и не всегда по структуре и свойствам метаморфических образований удается надежно их разделить (например, парагнейсы и ортогнейсы, произошедшие за счет осадочных и магматических пород, соответственно).
44. Мегапарагенез структурных форм областей регионального сжатия.
45. Мегапарагенез структурных форм обстановок растяжения.
46. Метаморфическая зональность и ее типизация.
47. Методы интерпретации гравитационных аномалий.
Количественная интерпретация. Количественная (расчетная) интерпретация данных гравиразведки основана на решении обратных задач и сводится к определению местоположения, оценке глубины залегания центра тяжести, размеров, иногда избыточной плотности аномалообразующих масс. Решение обратной задачи неоднозначно, так как одинаковые аномалии силы тяжести могут быть созданы геологическими объектами разной формы, размеров и плотности. Тем не менее, после проведения качественной интерпретации и изучения общего геолого-геофизического и плотностного строения района отдельные аномалии можно проинтерпретировать количественно.
Существуют приемы количественной интерпретации прямые, в которых элементы залегания гравитирующих масс определяют непосредственно по картам и графикам Δg (или WXZ , WYZ и др.), и косвенные, основанные на сравнении наблюденных и теоретических кривых. При достаточно обоснованном предположении о форме объекта и уверенном выделении отдельных аномалий Δg применяют аналитический метод решения обратной задачи, при котором параметры аномалиеобразующих масс определяют по характерным точкам кривой Δg. Такие соотношения для моделей простой геометрической формы в предположении постоянства избыточной плотности получены выше. Существуют аналогичные подходы и формулы расчета глубин для других тел простой геометрической формы, известные в теории гравиразведки. Погрешность количественного определения глубин даже по нескольким характерным точкам кривой Δg (x1/2 , x1/4 ,x3/4 и т.д.) невелика и составляет в благоприятных условиях ±(20— 30) %,.
В теории гравиразведки существуют также палеточные приемы интерпретации, с помощью которых всю наблюденную кривую Δg сравнивают с заранее рассчитанными теоретическими (палеточными) кривыми Δgтеор для моделей определенного класса и различных параметров. Задача количественной интерпретации в этом случае заключается в отыскании и сравнении такой теоретической кривой Δgтео , которая наилучшим способом совпадает (или приближается) с наблюденной, и тогда параметры модели переносят на параметры объекта.
При сложном интерференционном характере аномального поля для решения обратной задачи гравиразведки применяют метод подбора. Суть этого метода состоит в последовательном переборе различных моделей плотностного строения разреза (I, II и т. д. приближения к реальной ситуации), расчета с помощью ЭВМ прямого гравитационного эффекта от этих моделей с помощью тех или иных методов решения прямой задачи, сопоставлении полученных значений Δg от моделей разного приближения (Δgтеор 1, Δgтеор 11 и т. д.) с наблюденным полем Δgнабл. Процесс подбора и сопоставления проводят до тех пор, пока не будет найдена модель, которая создавала бы поле Δgтеор наиболее полно приближенное к Δgнабл. Несмотря на определенные трудности и большие затраты времени на ЭВМ, этот метод успешно применяют при расчете параметров плотностных неоднородностей и построении гравиметрических разрезов.
Рис.2.9 Наблюденная (1), региональная (2) и локальные (3) аномалии силы тяжести