Остаточная намагниченность пород и руд.

При остывании расплавленных минералов и горных пород и переходе их температуры через точку Кюри они намагничиваются окружающим магнитным полем, приобретая начальную остаточную намагниченность ( ). Если напряженность магнитного поля начнет возрастать, то   также растет до некоторого предела. При уменьшении магнитного поля она уменьшается до некоторой остаточной намагниченности. Чтобы ее уничтожить, нужно приложить поле противоположного знака, называемого коэрцитивной силой. Она является мерой жесткости остаточной намагниченности. В истории Земли были многократные изменения не только интенсивности, но и знака магнитного поля. Поэтому существующая в настоящее время величина   отражает сложную магнитную жизнь породы и, может быть, неоднократную ее перенамагниченность.

Значения   очень большие (  достигает 100) у быстро охлаждавшихся излившихся изверженных пород типа базальтов. В породах, подвергшихся термальному метаморфизму,   может достигать 10. Величина   остальных пород обычно не превышает 0,1. Основным фактором, увеличивающим   пород, является наличие в них хотя бы малых концентраций ферромагнетиков.

У изверженных пород остаточная намагниченность возникает в ходе их охлаждения (перехода через точку Кюри), т.е. имеет кристаллизационную (химическую) природу. У осадочных пород она седиментационная. В ходе осаждения в водоемах твердые частицы намагничивались и сохранили в консолидированных осадочных породах эту относительно стабильную ориентированную остаточную намагниченность.

При интенсивной остаточной намагниченности   пород они могут создавать аномалии другого знака, например, отрицательного среди обычно положительных, если знаки древнего и современного поля противоположны.

Остаточную намагниченность измеряют на образцах горных пород кубической или цилиндрической формы с размером 2 - 5 см, строго ориентированных в пространстве. Для этого, выбирая образец, его "привязывают" к горизонту, т.е. ставят на нем метки (х,у) по компасу и (z) - по отвесу. Для измерения   используются астатические или так называемые сверхпроводящие СКВИД-магнитометры.

Методика измерений   основана на представлении о том, что каждый образец является магнитным. Поэтому, измеряя три магнитные составляющие поля такого магнита (  ) на нескольких расстояниях   от его центра, можно получить избыточную систему уравнений для расчета   (за   принимается среднее магнитное поле района расположения лаборатории). С помощью специальных приемов проводится определение первичной намагниченности во время образования породы и исключения вторичных перемагничиваний за время ее жизни. Число образцов должно составлять десятки для каждого стратиграфического комплекса пород для дальнейшей статистической обработки. Далее по ним определяются усредненные значения склонения ( ) и наклонения ( ) древнего магнитного поля (см. рис. 2.1), позволяющие оценить положение геомагнитного полюса во время образования породы в современной системе географических координат.

Третьим магнитным параметром горных пород является магнитная проницаемость   которая практически у всех горных пород равна магнитной проницаемости вакуума ( , так как   ед. Си). Лишь у ферромагнитных руд   может достигать нескольких единиц.

Б11. Магнитные свойства горных пород.

 Магнитные свойства пород - совокупность свойств, характеризующих способность минералов и горных пород намагничиваться во внешнем магнитном поле. Минералы подразделяются на диамагнетики (например, кварц, кальцит, полевые шпаты, самородное серебро и золото, флюорит и др.), парамагнетики (железосодержащие силикаты, хлорит,слюды ), антиферромагнетики (гематит), ферромагнетики (самородное железо, никель ) и ферримагнетики (магнетит, титаномагнетит, хромит). К слабомагнитным относятся диа- и парамагнитные минералы, к сильномагнитным — ферромагнитные и ферримагнитные минералы. 

Под действием магнитного поля напряженностью H горные породы приобретают собственный магнитный момент. Магнитный момент единицы объема в единице магнитного поля называется магнитной восприимчивостью æ. Естественной остаточной намагниченностью Ig горных пород называется магнитный момент единицы объема, которым обладает образец, при отсутствии внешнего магнитного поля. Если к намагниченному образцу приложить магнитное поле обратного знака, то при определенном значении этого поля образец теряет намагниченность. Величина поля, при котором пропадают магнитные свойства данного образца, называется коэрцетивной силой Н_с

I= æ H , I – интенсивность намагничивания.

Диамагнетики æ>0 . Парамагнетики æ<0.

У известняков æ мала

Высокая намагниченность обусловливается присутствием в породе ферромагнитных минералов, к числу которых относятся: магнетит (FeO • Fe₂O₃), титаномагнетит (FeTiO₃ • Fe₃O₄)

Известно, что величина и стабильность остаточной намагниченности пород (строго говоря, ферримагнитных минералов, зацементированных в породе) зависят от многих внутренних и внешних факторов: химического состава ферримагнитных минералов (магнетита, титаномагнетита, пирротина и т. д.), реальной структуры, давлений и температур, наличия или отсутствия окислительно-восстановительной среды и размеров ферримагнитных зерен. Установлено, что при наличии небольшого по величине постоянного магнитного поля действие внешнего механического напряжения, переменного магнитного поля или теплового воздействия вызывают рост остаточной намагниченности. Те же факторы при отсутствии постоянного магнитного поля способствуют разрушению остаточной намагниченности. Поэтому различают пьезонамагниченность, т. е. намагниченность горных пород не только в магнитном поле, но и при воздействии поля механических напряжений, и термонамагниченность — результат одновременного воздействия температуры и магнитного поля.

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

æ = 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 + 4πI             (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 + 4π æ = В/Н = χ.     (VI.32)

Величина χ 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 = æ H + In               (VI.33)

т.е. их магнитный момент определяется соотношением

М = (æ Н + In)V,

где V – объем образца.

Намагниченность диа- и парамагнетиков определяется лишь первым членом уравнения (VI.33):

I i = æ H; M = æ HV,     (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.

12.

13.

Измеряемые параметры геомагнитного поля.

Измерения магнитного поля Земли и его вариаций проводят как на стационарных пунктах - магнитных oбсерваториях, которых насчитывается на Земле около 150, так и при магниторазведочных работах. Абсолютные определения полного вектора напряженности геомагнитного поля сводятся к измерению, как правило, трех его элементов (например, ). Для этого применяют сложные трехкомпонентные магнитные приборы, которые называются магнитными теодолитами и вариационными станциями.

При геологической разведке измеряют абсолютные и относительные (по отношению к какой-нибудь исходной (опорной) точке ) элементы.

Приборы для магнитной разведки (магнитометры) характеризуются разнообразием принципов устройства. В основном используются четыре типа магнитометров - оптико-механические, феррозондовые, протонные и квантовые.