МАГНИТНЫЕ СВОЙСТВА Под магнетизмом понимают особую форму материальных

движущимися электрически заряженными частицами. В петрофизике магнетизм проявляет себя как

способность горных пород и минералов намагничиваться в магнитном поле, изменять его и иногда сохранять намагниченное состояние после прекращения действия поля. В результате намагничивания любой объем породы приобретает магнитный момент.

Магнетизм проявляется при взаимодействии двух намагниченных образцов пород или образца породы и проводника, по которому течет ток; его определяют концентрация и распределение в породе магнетиков различных типов, их химический состав, структура кристаллической решетки минералов, в частности, тип связи в ней атомов или ионов.
Магнитные свойства зависят от происхождения и условий жизни пород. Они изменяются с изменением состава и структуры пород, термобарических условий их залегания.
По типу магнетизма выделяются диа- и парамагнитные химические элементы, образующие все главные породообразующие минералы, и ферримагнитные, ферро- и антиферромагнитные элементы и минералы.

его воздействием. Характеристика поля, учитывающая намагничивание среды, называется магнитной индукцией

В
B = μ0·(H+J)
где J—намагниченность, равная магнитному моменту единицы объема горной породы; μ0 - магнитная проницаемость вакуума
Намагниченность зависит как от величины намагничивающего поля, так и от параметра æ — магнитной восприимчивости, характеризующей способность горной породы (вещества) намагничиваться под действием магнитного поля,
J = æ·H
Намагниченность, так же, как и напряженность поля, измеряется в системе СИ, в ампер на метр (А/м). Порядок минимальной намагниченности горных пород – 10-3 А/м.
Магнитная восприимчивость является безразмерной величиной.
Магнитную восприимчивость горных пород принято измерять в 10-5 ед. СИ; именно такой порядок значений имеет æ у наименее магнитных пород.
Способность породы намагничиваться можно характеризовать с помощью другого магнитного параметра μ — магнитной проницаемости.
μ = 1+æ = B/(μ0·H)
Магнитная проницаемость показывает, во сколько раз увеличилось магнитное поле в результате намагничивания среды.

электрические заряды в атоме и проявляется в том, что индуцируется

магнитный момент, противоположный внешнему магнитному полю. Следовательно, магнитная восприимчивость у диамагнетиков отрицательна, чем они отличаются от веществ с иным магнитным состоянием.
Диамагнетизм как явление существует во всех веществах независимо от структуры их атомов и типов связи.

поля, по закону электромагнитной индукции, в замкнутом контуре (которым в

данном случае является движущийся по орбите электрон) возникают электродвижущая сила и дополнительный электрический ток. Этот ток создает магнитный момент, направленный в сторону, обратную внешнему магнитному полю. Магнитные моменты отдельных электронов складываются, и суммарный магнитный момент единицы объема вещества, так же, как и магнитная восприимчивость, зависит от количества электронов у атома, размеров электронных орбит и от плотности упаковки атомов. Абсолютные значения магнитной восприимчивости диамагнитных веществ невысокие и редко достигают 10-4 ед. СИ

вода, а также галенит, кварц, ортоклаз и другие безжелезистые минералы

Магнитная восприимчивость атомов химических элементов
1 – парамагнетики; 2 – актиферромагнетики; 3 – ферромагнетики; 4 – диамагнетики.

магнитными моментами и отсутствием магнитного атомного порядка. Атомы или молекулы

в этом случае можно представить в виде элементарных магнитиков. При отсутствии внешнего магнитного поля упорядоченному расположению этих магнитиков препятствует тепловое движение, энергия которого на порядок выше энергии взаимодействия между магнитиками. Поэтому при обычных температурах магнитные моменты разупорядочены и результирующая намагниченность равна нулю.
Внешнее магнитное поле ориентирует магнитные моменты атомов μА. Направление преимущественной ориентации μА совпадает с направлением намагничивающего поля, поэтому намагниченность и магнитная восприимчивость у парамагнетиков являются положительными величинами.
Состояние, когда все элементарные магнитные моменты оказываются ориентированы параллельно внешнему магнитному полю, является предельным и может быть достигнуто лишь при очень низких температурах или в очень сильных полях. Соответствующая этому состоянию намагниченность насыщения J° зависит лишь от магнитных моментов атомов и их количества в единице объема n:
Jo = n· μА

их тепловое движение. Поэтому намагниченность меньше намагниченности насыщения.
æ = C/T

где С – постоянная Кюри, Т – абсолютная температура.
Как видим, магнитная восприимчивость парамагнетиков существенно зависит от температуры.
К парамагнетикам относится большая группа минералов, в том числе породообразующих. Безжелезистые минералы (плагиоклазы, калиевые полевые шпаты, мусковит, скаполит, шпинель, топаз, апатит и др.) имеют относительно низкую магнитную восприимчивость, не превышающую 10·10-5 ед. СИ. Парамагнитная восприимчивость железосодержащих силикатов и алюмосиликатов (биотиты, амфиболы, хлориты, пироксены, оливины) связана главным образом с содержанием в них ионов железа. В химически чистых разностях она достигает 20·10-5 ед. СИ. Более высокие значения магнитной восприимчивости этих минералов, образованных в естественных условиях, обусловлены микропримесями в них ферримагнетиков, в основном — магнетита.

поля определенным атомным магнитным порядком. Он проявляется в параллельной или

антипараллельной ориентации магнитных моментов соседних атомов, в существовании спонтанной (самопроизвольной) намагниченности. Это свойство характерно для металлических кристаллов, сплавов и соединений переходных элементов. Речь идет, конечно, об атомном порядке в пределах соотношения неопределенности квантовой механики и тепловых флюктуации при конечной температуре.

Типы атомного магнитного порядка:
а – ферромагнитный; б – антиферромагнитный; в – ферримагнитный;

или слабым ферромагнетикам.
С ферромагнитными металлами и сплавами их роднит

наличие спонтанной намагниченности со всеми вытекающими отсюда обстоятельствами, а отличают механизм образования и величина этой намагниченности. Поскольку на магнитные свойства горных пород механизм формирования спонтанной намагниченности минералов оказывает значительно меньшее влияние по сравнению с самим фактом существования у минералов этой намагниченности, в практике петромагнитньгх исследований минералы — слабые ферромагнетики и ферримагнетики — принято относить к одной группе ферромагнитных минералов.

Много различных условий должно соблюдаться, чтобы в веществе возникла спонтанная намагниченность. Поэтому ферромагнетизм — это очень редкое явление, присущее небольшому числу минералов. Редкое, но в высшей степени аномальное. Появление даже незначительной примеси ферромагнитных минералов в породе может полностью изменить ее магнитный облик.

только при температурах ниже критической, называемой точкой Кюри. Повышение температуры

приводит к разупорядочиванию векторов атомных магнитных моментов в ферромагнитном минерале, что ведет к спаду спонтанной намагниченности до нуля.

При температуре выше точки Кюри ферромагнетики становятся парамагнетиками

и H линейна и намагниченность исчезает вместе со снятием намагничивающего

поля. Это процесс обратимого смещения границ, при котором намагниченность растет за счет увеличения магнитного момента отдельных доменов в связи с ростом их размеров без изменения ориентации границ.
На участке 2 намагниченность резко возрастает с увеличением Н вследствие смещения границ: вырастают размеры доменов с ориентацией векторов намагниченности, одинаковой и близкой к направлению поля. Процесс необратим, так как значительная доля энергии растрачивается в виде тепла.
На участке 3 JV медленно возрастает с увеличением H, стремясь к предельному значению из-за обратимого вращения. Причем объем отдельных доменов не изменяется, а их векторы намагниченности ориентируются в направлении поля.
При уменьшении напряженности поля до нуля намагниченность понижается до некоторого значения JVr, называемого остаточной изотермической намагниченностью. Нулевая намагниченность достигается при напряженности поля, равной коэрцитивной силе Hс.

, не превышающей тысяч ампер на 1 м, называются мягкими

в противоположность жестким ферромагнетикам, характеризующимся широкой петлей гистерезиса и коэрцитивной силой в несколько десятков или даже сотен тысяч ампер на 1 м.

диа-, пара-, ферри- и реже ферромагнитных минералов; иногда представлена одним

или двумя из этих минералов. Магнитные свойства этого компонента пород в основном зависят от содержания и распределения в его объеме ферри- и редко ферромагнитных минералов. Значения æ изменяются от - 0,4·10-5 до 1 ед. СИ.

Жидкая фаза. Вода и нефть диамагнитны (для воды æ = 0,9·10-5 ед. СИ, а для нефти æM = - 1,04·10-5 ед. СИ), т.е. эти компоненты природных жидкостей практически не магнитны. Минерализация вод мало влияет на их магнитные свойства, так как обычные для них соли (NaCl, СаСl2, MgCl2 и др.) также диамагнитны.

Газовая фаза. Эта фаза пород, представленная воздухом, еще слабее намагничивается и имеет меньшую восприимчивость по сравнению с жидкой фазой, и все ее компоненты, за исключением кислорода, диамагнитны.
Поскольку магнитная восприимчивость парамагнитного кислорода значительно превосходит æ других газов, его содержание в воздухе по объему относительно велико, а æ очень мала (0,17·10-5 ед. СИ), то воздух также является парамагнетиком, и его æ = 0,04·10-5 ед. СИ. Очень незначительна и диамагнитная восприимчивость сухих углеводородных газов.

их акцессорными минералами. Ферро- и ферримагнитные минералы встречаются здесь в

виде зерен магнетита, мартита и гематита, пирита и магнетита и пр..
Ферримагнетики (как маггемит, гематит, реже магнетит) оказываются в глинистой фракции этих пород в тонкорассеянном состоянии или в виде скоплений и пленок гидроокиси железа.
Магнитная восприимчивость пород осадочного чехла (включая руды) находится в пределах – 3·10-5 – 50·10-2 ед. СИ. При этом у глин, аргиллитов, песчаников и алевролитов преобладают разности со сравнительно низкой магнитной восприимчивостью в пределах ( 12,5÷ 125)·10-5 ед. СИ, а у известняков, доломитов и мергелей (1,25÷30)·10-5 ед. СИ. Максимальные значения æ установлены у песчаников и алевролитов вблизи источников сноса, и они обусловлены относительно высокой концентрацией магнетита. Наименьшей магнитной восприимчивостью обладают известняки, доломиты, ангидриты, гипсы, каменная соль и угли. Ангидриты, гипсы, каменная соль, чистые разности известняков, угли содержащие в основном диамагнитные минералы, могут быть также диамагнитны.
У осадочных пород обнаружена очень слабая (от 10-4 до 10-1 А/м), но весьма стабильная естественная остаточная намагниченность. Она растет с увеличением содержания ферромагнитных минералов, в частности магнетита.

истории формирования горных пород, их преобразований, а также изменений древнего

магнитного поля Земли. Явления образования и сохранения остаточной намагниченности пород в геологическом времени, а также связанные с этим магнитные свойства пород принято объединять единым термином — палеомагнетизм, а методы, использующие палеомагнетизм в геологических целях, называть палеомагнитными.
Т. Нагата (1965) выделяет два главных предположения, на которых основываются палеомагнитные исследования.
Естественная остаточная намагниченность горных пород возникла во время их образования, ориентирована в направлении существовавшего тогда геомагнитного поля и сохранилась неизменной по отношению к последующим изменениям магнитного поля. Следовательно, по измеренным значениям наклонения и склонения вектора Jn (термоостаточная намагниченность, возникающая в горных породах, содержащих ферромагнитные минералы, при охлаждении их от точки Кюри в слабом магнитном поле) с учетом координат точки отбора образца можно вычислить направление земного магнитного поля эпохи возникновения намагниченности в образце. Но для расчетов нужно применять модель магнитного поля Земли. Отсюда второе допущение.
Земное магнитное поле - это идеальное дипольное поле, создаваемое расположенным в центре Земли магнитным диполем.

результате изучения первичной остаточной намагниченности образцов горных пород различного возраста,

отобранных в различных регионах земного шара. Обобщение и систематизация палеомагнитных данных позволили в общем виде произвести реконструкцию древнего геомагнитного поля в отношении его величины и направления. Выявлены следующие закономерности:
1. Положение геомагнитного полюса в различные геологические эпохи не было постоянным и изменялось поступательно в направлении современного магнитного поля по мере уменьшения геологического возраста. В эпохи, предшествующие пермскому и каменноугольному периодам, магнитный полюс в современных координатах находился ниже средних широт и перемещался в более высокие широты в течение мезозоя и палеогена, пока не достиг современного положения. Эта закономерность магнитного поля Земли позволяет по палеомагнитным данным решать геохронологические задачи, т.е. определять по направлению первичной остаточной намагниченности горных пород возраст их образования.

континентов, не совпадают и отличаются тем существеннее, чем дальше в

глубь времени.
Это делает несостоятельным объяснение причин миграции полюса изменением с течением геологического времени оси вращения Земли.

В то же время положение полюса, по данным палеомагнитных исследований одновозрастных пород в пределах крупных тектонических структур (платформы, складчатые области), достаточно хорошо согласуется, если даже характер происхождения этих пород различный. Палеомагнитные исследования показывают, что различие в положении магнитных полюсов различных континентов хорошо объясняется с позиций тектоники плит. Изменение палеомагнитных направлений есть следствие региональных и глобальных тектонических движений, а траектории палеомагнитных полюсов не являются действительными следами движения географических полюсов по земной поверхности и поэтому их называют траекториями кажущейся миграции полюса. Сравнение таких траекторий для блоков земной коры позволяет судить о масштабах, характере и времени горизонтальных движений блоков.

геологическом масштабе времени изменения его направления примерно на 180°, когда

положительный и отрицательный магнитные полюса Земли менялись местами. Доказательством инверсии является наличие обратной естественной остаточной намагниченности у пород одного возраста в различных регионах земного шара и одинаковое периодическое чередование участков прямой и обратной полярности Jn на территории Земли у одновозрастных пород.
Длительность инверсии оценивается от единиц до десятков тысяч лет. Частота инверсий магнитного поля в геологической истории очень неравномерна. Так, в плиоцене инверсии происходили в среднем через 0,2 млн лет, а в пермском периоде в течение более 40 млн лет не зафиксировано ни одной инверсии: геомагнитное поле сохраняло устойчивую обратную полярность. Преобладание обратной магнитной полярности отмечается для кембрийского-раннеордовикского и пермо-карбонового времени, а преобладание прямой полярности — в позднеордовикском и от триасового до мелового времени. Анализ данных об инверсиях геомагнитного поля с применением рядов Фурье позволил на фоне непрерывного спектра частот выделить максимумы с периодами, совпадающими с периодами вращения Млечного пути и с периодом колебания Солнца перпендикулярно плоскости Галактики.

изменение полярности магнитного поля Земли, позволяет производить расчленение и корреляцию

горных пород палеомагнитным методом. Действительно, если в какой-либо геологический момент произошло изменение знака магнитного поля Земли, то породы, образовавшиеся до этого момента, будут намагничены в одном направлении, а после — в противоположном. Поэтому граница смены знака Jn должна прослеживаться, если не на всей поверхности земного шара, то, по крайней мере, на сотни километров. Основная трудность при корреляции геологических разрезов палеомагнитным методом заключается в правильном сопоставлении зон с одинаковой магнитной полярностью. Особенно это касается тех геологических периодов, когда наблюдались частые геомагнитные инверсии. В этом случае в качестве дополнительных критериев сопоставления могут выступать более детальные особенности поведения направления остаточной намагниченности в «переходной зоне», а также скалярные магнитные характеристики, которые могут быть индивидуальными для различных частей разреза.

Наличие в разрезе района горизонтов прямой и обратной полярности позволяет проводить палеомагнитное картирование таких горизонтов по площади. Легендой к таким картам может служить региональный палеомагнитный разрез.

магнитометрическим и индукционным.
Магнитометрический способ сводится к измерению магнитного поля образца

в точке, удаленной на известное расстояние. Могут быть использованы любые магнитометры, в том числе и полевые. Чаще измерения проводят на астатических магнитометрах, имеющих более высокую чувствительность. Магниточувствительным элементом таких магнитометров является астатическая система, состоящая из двух и более жестко скрепленных постоянных стержневых магнитов с одинаковыми по величине и антипараллельными магнитными моментами.
Астатическая система призвана исключить влияние временных вариаций магнитного поляна результаты измерения, так как воздействия изменений поля на магниты астатической системы одинаковы по величине и противоположны по знаку.
Астатическими магнитометрами можно измерить как остаточную, так и индуктивную намагниченность, а по последней, определить магнитную восприимчивость горных пород. Принцип разделения магнитных эффектов от индуктивной и остаточной намагниченностей основан на том, что вектор Jn «закреплен» в образце, в то время как Jn имеет всегда одно и то же направление, совпадающее с направлением геомагнитного поля, как бы мы ни поворачивали образец относительно магнитов астатической системы.

в измерительной катушке под действием магнитного поля образца. Индукционные измерители

остаточной намагниченности позволяют проводить измерения в условиях магнитных помех и при низкой намагниченности образцов. Измерители магнитной восприимчивости - каппаметры могут быть использованы как при лабораторных определениях образцов, так и для изучения этого параметра в условиях естественного залегания горных пород.