МАГНИТНЫЕ СВОЙСТВА ГОРНЫХ ПОРОД

остаточная намагниченность горных пород. Магнитная проницаемость  имеет значение в

электромагнитных методах, использующих переменные поля, но для большинства пород   1. Только сильные ферромагнетики имеют  ~220. Для поисков ферромагнитных руд с большой электропроводностью высокочастотная электроразведка используется редко. Распределение магнитной проницаемости дальше не обсуждается.
Намагниченность J – сумма индуктивной Ji и остаточной Jr:
J = Ji + Jr. Индуктивная намагниченность Ji вызвана современным магнитным полем H : Ji = H;   магнитная восприимчивость (в магниторазведке она скаляр, но в общем случае  это тензор).
В полях с большой напряженностью H магнитная восприимчивость нелинейно зависит от H, но для слабых полей порядка земного можно считать (H) = const.

магнитной восприимчивости (это безразмерная величина) зависят от выбора системы единиц,

в СГС и СИ они не совпадают. Это следует из определений: вектора H  напряженности магнитного поля, магнитной индукции B и намагниченности в разных системах единиц:
в СИ: H = B/0  J; J = H; B = 0H; отсюда  = 1 + ;
в СГС: H = B  4J; J = H; B = H; отсюда  = 1 + 4.
0  магнитная постоянная, 0 = 410-7 Гн/м – называется магнитной проницаемостью вакуума. С диэлектрической постоянной 0 = 0,88510-11 Ф/м они заменяют постоянную системы СГС  скорость света в вакууме c; c = (00)–1/2.
 в СИ и СГС выражается одинаковыми числами, это магнитная проницаемость материала по сравнению с проницаемостью вакуума.
Единицы магнитной восприимчивости в СИ в 4 раз меньше, а численное выражение  в СИ  в 4 раз больше, чем в СГС
(СИ = 4СГС).

переходных металлов группы железа, и в первую очередь железа –

самого распространенного из переходных металлов.
Ферромагнетизм имеет следующие свойства.
1. Он создается спиновыми магнитными моментами валентных электронов, что определяется по измерениям гиромагнитного отношения s = e / me = 1,7591011 Кл/кг.
2. Имеется три уровня магнитного упорядочения:
а) параллельная ориентация магнитных моментов валентных электронов;
б) упорядочение направлений магнитных моментов атомов в кристаллической решетке;
в) доменная структура ферромагнитных материалов.

ферромагнетики,
б) антиферромагнетики,
в) ферримагнетики (ферриты),
г, д) слабые ферромагнетики.

Доменная макроструктура
Домены в ферромагнетиках:

а) в слабом поле;
б) в сильном поле;
в) доменная стенка

друг друга во времени или с увеличением напряженности поля:
1) смещение

доменных стенок, увеличение размеров доменов с J, близкой по направлению к Н;

2) повороты доменов до совпадения направлений J и Н;
3) парапроцесс  усиление согласованности магнитных моментов атомов в кристаллической решетке за счет преодоления силы взаимодействия магнитных моментов друг на друга, нарушающего параллельную ориентацию, и влияния тепловых колебаний атомов в решетке.
Материалы по JH и HC а) магнитожесткие, б) магнитомягкие.

разных ферромагнетиков. Подрешетки ферримагнетика часто имеют разные температурные кривые намагниченности.

Суммарная намагниченность меняет знак.

Намагниченность ферромагнетиков скачком уменьшается на несколько порядков при нагревании выше точки Кюри (магнитный фазовый переход); разрушается ферромагнитная упорядоченность на электронном уровне. В переходах 2-го рода скачком меняются вторые производные термодинамического потенциала Гиббса G(T, P, H): сжимаемость  = 2G /P2 , теплоемкость c = 2G / T2 = Q / T (Q  скрытая теплота), магнитная восприимчивость  = 2G / H2 = J / H.

форму тел (магнитострикция). Тектономагнитный эффект используется для прогноза времени землетрясений.
6.

Намагниченность зависит от формы тела. На тело действует свое магнитное поле, противоположное намагничивающему полю и создающее эффект размагничивания. Для тела конкретной формы J = H / (1 + N) = 'H, N  коэффициент размагничивания. N = 2 для тонкого пласта, намагниченного по нормали, N = 1/3 для шара, N = 1/2 для цилиндра с намагничиванием поперек к образующей, N  0 у длинного цилиндра с намагничиванием по образующей. Величина ' имеет смысл магнитной восприимчивости тела конкретной формы .
7. Намагниченность изменяется со временем и зависит от магнитной истории породы.

Другие виды намагниченности горных пород при данных температурных условиях в

присутствии механических напряжений с фазовыми и химическими преобразованиями:
Намагниченность постоянным полем при постоянных давлении и температуре – нормальная или изотермическая. Она по природе индуктивная, но может быть и давней, т. е. остаточной. Она нестабильна при нагревании.
Добавление к постоянному полю переменного создает более интенсивную намагниченность, называемую идеальной.
Вязкой называют намагниченность, уменьшающуюся со временем под действием релаксационных процессов.
Остаточная намагниченность может быть: термоостаточной JrТ у магматических пород, ориентационной Jrо у осадочных пород и химической Jrс в результате вторичных изменений.

температуры Кюри, стабильная: необходимое для ее снятия поле может в

несколько раз превышать по напряженности земное.
Ориентационная намагниченность Jro при осаждении частиц с ориентацией их магнитных моментов по полю не очень стабильная и слабоинтенсивная, но она интересна в палеомагнитологии ввиду широкого распространения и слабой дислоцированности 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.

остаточной и индуктивной намагниченности – фактор Q (Кенигсбергера):

Q = Jr / Ji.
Если для объектов магниторазведки гарантирована малая величина этого фактора, Q < 0,2, то не нужно определять направление намагниченности, особенно для не сильно магнитных пород и руд, так как индуктивная намагниченность направлена по современному полю.
Другие объекты – это железорудные залежи, у которых часто Jr » Ji, а направление остаточной намагниченности может отличаться от направления современного поля Н, создающего индуктивную намагниченность. Фактор Q может достигать значений 5–10.
В этих случаях необходимо определять направление намагниченности. Лучше всего это достигается с применением векторной магнитометрии.

материалов по их структуре; это относится и к горным породам.

Однако такой подход требует глубокого изучения структурных характеристик вещества, что недоступно в геофизических исследованиях.
С другой стороны, измерения магнитных свойств горных пород не представляют затруднений даже при большом числе образцов.
Представления о природе магнетизма горных пород и характеристика факторов, определяющих закономерности распределения магнитных свойств различных горных пород, надо дополнить эмпирическими данными для наиболее распространенных минералов, горных пород и руд, которые вызывают магнитные аномалии.
Значения магнитной восприимчивости и температуры Кюри Tc наиболее распространенных минералов и руд железа приведены в следующей таблице.

позволяет использовать данные магниторазведки в подсчете запасов.
Магнитными

являются рудные залежи многих металлов, но обычно не из-за собственной намагниченности главных рудных минералов, а из-за присутствия акцессорных минералов железа.
Перечислим рудные объекты, для поисков которых используется магниторазведка:.
1. Медно-никелевые сульфидные руды; в зависимости от концентрации магнетита и пирротина они могут быть слабо
(κ ~ 10–4) или сильно магнитными (κ ~ 1 и более);
2. Бокситы, содержащие вместе с гидроокислами алюминия окислы железа;
3. Полиметаллические месторождения, в которых обычно имеется пирротин;
4. Хромиты, более магнитные, чем рудный минерал, в связи с присутствием магнетита.

 магнетита позволяет использовать магниторазведку при поисках кимберлитовых трубок.

Магнетит часто присутствует в серпентинитах, приводя к повышенной намагниченности залежей асбеста.
Оловорудные месторождения иногда содержат ферромагнитные магнетит, пирротин и имеют повышенную намагниченность залежей.
Минералы, не содержащие железа обычно диамагнитные. Магнитная восприимчивость кварца, полевых шпатов меняется от ~0 до 210–5 ед. СИ. Такие же значения  имеют корунд, флюорит, апатит, топаз, циркон, барит и многие другие.
Минералы с переходными металлами в условиях земной коры парамагнитные – точки Кюри лежат в области низких температур. Это слюды  биотит, флогопит, глауконит, мусковит (10–6 <  < 10–4), оливин, пироксены, роговая обманка (10–410–2).

магнитные свойства непосредственно не влияют главные факторы состава – содержание

SiO2, MgO, минеральный состав, кристаллическая структура.
Магнитные свойства определяются ферромагнитными минералами, в основном минералами железа. Концентрация этих минералов (акцессорных, темноцветных) имеет отрицательную корреляцию с содержанием SiO2 и положительную с Mg0.
Во всех группах пород есть слабомагнитные разности,
 < 10–4 ед. СИ, больше в кислых породах, и разности сильномагнитные, более вероятные у основных пород.
Ультрабазиты менее магнитны, чем основные породы: железо входит в решетки силикатов, а в габброидах оно находится в более магнитных окислах.
Во всех группах пород измененные разности обнаруживают статистически более высокую магнитную восприимчивость.

габбро с повышением основности растут средние, модальные и максимальные значения

магнитной восприимчивости (минимальные значения этой тенденции не обнаруживают), а также степень ее повышения в измененных разностях.
Не выявлено зависимости магнитной восприимчивости от возраста пород от архея до кайнозоя.
Магнитная восприимчивости ультрабазитов зависит от генезиса и структурного положения: в складчатых зонах гипербазиты слабо магнитны:  = 10–410–2 ед. СИ из-за малого содержания окислов железа; оно входит в состав силикатов.
Большинство гипербазитов платформенных областей (Балтийский, Украинский, Алданский щиты) относится к типу гипабиссальных интрузий с магнетитом и титаномагнетитом, значения  порядка 10–210–1 ед. СИ.

основных пород ранних фаз внедрения. Это объясняется режимом фракционирования магм:

большинство фемических силикатов и минералов-ферромагнетиков кристаллизуются в начальные фазы становления интрузий. С этим же связана минералогическая и магнитная зональность гранитоидных массивов «пестрого состава» типа Улень-Туимского батолита в Кузнецком Алатау.
Основные и средние интрузивные породы (габбро, диориты) имеют большое и неравномерное содержание магнетита и титаномагнетита, до 26 % для разных массивов и в пределах одного тела, часто на расстояниях < 1 м. Это ведет к разбросу значений магнитной восприимчивости  от 10–4 до 10–1 ед. СИ.
Метаморфизм и выветривание этих пород иногда ведут к разложению магнетита и титаномагнетита с уменьшением магнитной восприимчивости.

вмещающие их вулканогенные и метаморфические породы.
Практически не

магнитны плагиограниты, многие граниты фаз завершающей складчатости.
Постскладчатые гранитоиды магнитны примерно на уровне средних пород, они имеют магнитную восприимчивость порядка 10–4 ед. СИ.
Среди пород формации батолитов «пестрого состава» слабомагнитными являются граниты поздней генерации, слагающие внутренние зоны массивов.
Для всех интрузивных пород характерны небольшие значения фактора Кенигсбергера Q: они обычно не превышают 0,5. Гранитоиды имеют Q, как правило, меньше этой величины, габброиды иногда имеют значения Q до 0,71,0, редко больше.

и Cфм нет,  на уровне 10–510–4.
При

больших Cфм прямая зависимость  от Cфм:
lg = 1,310–3lgCфм.

Эффузивные породы

Закономерности магнитных свойств те же. Отличие в более широком разбросе значений магнитной восприимчивости для всех типов пород.
Различна неоднородность магнитных свойств эффузивов покровных, пирокластических и экструзивных фаций: первые намагничены сравнительно равномерно, а наибольшую неоднородность обнаруживают пирокластические породы  конгломераты, брекчии, туфы.

температуры
1, 2 – амфиболы, 3 – пироксен, 4 – флогопит;
5

– диорит, 6, 7 – гранодиориты, 8,9 – граниты

мергели с большим содержанием глинистого материала имеют  ≤ 10–4

ед. СИ.
Главные породообразующие минералы: кварц, полевые шпаты, кальцит, доломит, гипс, ангидрит, галит и другие  диамагнетики или парамагнетики.
Ферромагнитны акцессорные минералы: магнетит, гематит, гетит и др. гидроокислы железа в терригенных породах. Содержание их невелико, но его вариации дают изменения магнитной восприимчивости глин, аргиллитов, алевролитов и песчаников от 10–5 до 10–3 ед. СИ. Вариации отмечены в каждой группе пород.
Повышенные значения магнитной восприимчивости песчаников и алевролитов отмечены вблизи источников сноса и обусловлены большой плотностью зерен ферромагнитных минералов и меньшей подвижностью в потоках, переносящих терригенный материал.

под действием флюидов нефтегазовых залежей дает основание применения магниторазведки в

прямых поисках залежей. Углеводороды, азот и сероводород частично переводят магнетит и др. минералы железа над залежью в растворимые формы. Они выносятся к краям зоны, создавая здесь повышенную намагниченность.
В крыльях структур под действием подвижек в фундаменте образуются зоны повышенной проницаемости. В них резко меняются магнитные свойства пород. На краях залежи отмечается кайма слабоинтенсивных магнитных аномалий, что служит поисковым признаком.
Каменная соль – диамагнетик. К соляным куполам в эффузивно-терригенных толщах могут быть приурочены отрицательные магнитные аномалии. Это поисковый признак соляных куполов.

исходной породы и ее химических преобразований. Магматические и осадочные исходные

породы не всегда удается надежно разделить по структуре и свойствам метаморфических образований (парагнейсов и ортогнейсов).
Парапороды содержат парамагнитные минералы и мало отличаются по магнитным свойствам от исходных пород. Ортопороды магнитны; повышенную магнитную восприимчивость имеют серицитовые сланцы,  ~ 10–2 ед. СИ, амфиболовые и пироксеновые гнейсы,  ~ 10–310–2 ед. СИ, амфиболиты (до n10–2) и железистые кварциты (0,0110).
Метаморфизм немагнитных пород иногда приводит к появлению магнитных разностей: магнетитовые скарны на контактах высокотемпературных интрузий с карбонатными породами. Мраморы и кристаллические известняки остаются диамагнитными.

вызывают перераспределение этих минералов в виде залежей (магнетитовые кварциты).

Высокотемпературный метаморфизм (контактовый, гранулитовая и эклогитовая фации регионального) перемагничивает горные породы.
Автометаморфизм, гидротермальные, метасоматические процессы приводят к довольно контрастным изменениям магнитных свойств. Значительны изменения магнитной восприимчивости при серпентинизации и дальнейшей карбонатизации ультраосновных пород. Метаморфизм ферромагнитных минералов ведет к росту магнитной восприимчивости за счет разложения железосодержащих силикатов с образованием магнетита, но может и уменьшаться (при серицитизации и хлоритизации средних и основных пород).