Магнітні властивості гірських порід
В.
В. Орлятко, доктор геолого-мінералогічних наук
Усі гірські породи, що складають земну кору, з магнітним
властивостям підрозділяються на Діамагнетик, парамагнетики і ферромагнетики. У
свою чергу магнітні властивості діа-, пара-і феромагнетиків визначаються
величиною магнітної сприйнятливості c і залишковою намагніченістю In.
Магнітна сприйнятливість характеризує здатність
порід намагнічуватися під дією зовнішнього магнітного поля Ii. Вона
визначається із співвідношення
c = Ii/H,
(VI.30)
де Ii - інтенсивність намагнічування. Залишкова
намагніченість представляє як би законсервоване магнітне поле минулих геологічних
епох, тобто характеризує намагніченість порід, придбану ними в момент
формування.
Власне намагніченістю I називається векторна
величина, що дорівнює магнітному моменту одиниці об'єму тіла.
Величина
В = Н + 4pI
(VI.31)
називається магнітною індукцією і характеризує
щільність магнітного потоку, що проходить через поперечний переріз
намагніченого тіла. В системі СГС одиницею магнітної індукції є гаус,
в системі СІ - тесла. З виразу (VI.30), замінюючи I = CН і підставляючи його в (VI.31), отримаємо
1 + 4pc = В/Н = m. (VI.32)
Величина m називається магнітною проникністю. У системі СІ вона
вимірюється в генрі/м.
Діамагнетик є практично немагнітних
породами. Коефіцієнт магнітної сприйнятливості c для них негативний (c <0) і звичайно має порядок 10-7 - 10-6 од. СГС. До
діамагнетиків відноситься невелика кількість порід, наприклад кам'яна сіль,
гіпс, кварц, кальцит.
Парамагнетики мають невисоку позитивну магнітну
сприйнятливість c (c
> 0, порядку 10-6 од. СГС). Парамагнітні властивостями володіє більшість
гірських порід та мінералів, наприклад майже всі осадові породи (вапняки,
доломіт, пісковики, глини), багато метаморфічні і магматичні породи
(граніти, гнейси, рогівки та ін.) Магнітна сприйнятливість діамагнітних і
парамагнітних порід не змінюється при дуже широких зміни магнітного поля Н
- Від 0 до 104 Ерстед. Крім того, парамагнітні речовини не володіють
мимовільної намагніченістю. Під час відсутності зовнішнього поля їх магнітний
момент дорівнює нулю. За наявності поля атомні магнітні моменти парамагнетики
орієнтуються в напрямку силових ліній поля.
Феромагнетики характеризуються високими позитивними
значеннями c,
доходять до цілих одиниць СГС (c = 105 од. СГС). Феромагнітних мінералів небагато.
Найважливішими з них є магнетит (Fe3О4), тітаномагнетіт (Fе2ТiO4), гематит
(Fе3О4), ільменіт (FеТiO3), пірротін (FеS).
На відміну від діа-і парамагнетики феромагнітні
мінерали мають властивість зберігати залишкову намагніченість. Тому їх
сумарна намагніченість складається з залишкової намагніченості In та
індукованої зовнішнім магнітним полем Н намагніченості Ii:
I = cH + In (VI.33)
тобто їх магнітний момент визначається співвідношенням
М = (CН + In) V,
де V - об'єм зразка.
Намагніченість діа-і парамагнетики визначається
лише першим членом рівняння (VI.33):
I i = cH; M = cHV, (VI.34)
бо ці останні не мають властивість зберігати
залишкову намагніченість.
Магнітні властивості гірських порід зумовлені
змістом феромагнітних мінералів. Ці мінерали зазвичай розпорошені у вигляді
дрібних зерен в загальній діа-парамагнітної масі, що становить основний обсяг
породи. Кількість розсіяних (акцесорних) мінералів і визначає магнітну
сприйнятливість c і залишкову намагніченість In гірських порід.
Властивість деяких гірських порід тривалий час
зберігати залишкову намагніченість стало основою для розвитку
палеомагнітних методів дослідження гірських порід, що дозволяють отримувати цінні
відомості про структуру геомагнітних полів минулих геологічних епох.
Намагніченість гірських порід залежить від цілого ряду
факторів і, зокрема, від величини напруженості магнітного поля,
температури, тиску, хімічних змін, часу, механічних деформацій і
ін Найбільший інтерес для палеомагнетізма представляє намагніченість,
яку набуває гірська порода при охолодженні у земному магнітному полі, а
також при хімічних змінах, наприклад при утворенні гематиту. Останній,
як відомо, утворюється при окисленні магнетиту. Намагніченість, що купується
породою, в першому випадку називається термоостаточной (ТРМ), у другому --
хімічної залишкової намагніченістю (Хон). Термічна і хімічна
залишкові намагніченості є найбільш стабільними видами
намагніченості. Однак поряд з ними гірські породи зазнають і інші види
намагніченості.
купується при цьому намагніченість називається
вторинної залишкової намагніченістю. Вторинну залишкову намагніченість,
тобто додаткове зміна первинно індукованої величини і напрямки
вектора напруженості Н, гірська порода набуває в результаті подальшого
помірного розігріву (наприклад, при метаморфізмі) або механічної деформації
(при тектонічних порушеннях, дислокаціях, метаморфізмі і т.д.), хімічних
зміни, а також при загальному розмагнічування в ході часу або під впливом
змінних магнітних полів локального походження.
Намагніченість гірських порід поступово зменшується з
збільшенням температури і стає рівною нулю в точці Кюрі (порядку 6000С).
Точка Кюрі для різних феромагнетиків різна. Наприклад, для магнетиту вона
дорівнює 578 ° С, гематиту - 675 ° С, ільменіту - 100 - 150 ° С, пірротіна - 300 --
325 ° С.
Оскільки вторинна залишкова намагніченість,
накладаючись на первинну залишкову намагніченість, ускладнює отримання
істинних значень In і c, зразки в процесі палеомагнітних вимірювань піддають так званої
магнітної або термічної чищенні. Сутність магнітної чищення порід полягає в
те, що зразок піддають розмагнічування в плавно змінюється змінному
магнітному полі, внаслідок чого нестабільна вторинна залишкова
намагніченість віддаляється, а більш стабільна первинна залишкова
намагніченість зберігається як би в чистому вигляді. Розмагнічування виробляється в
просторі, ізольованому від впливу геомагнітного поля Землі, для чого
зазвичай використовуються кільця Гельмгольца.
Сутність термічної чищення полягає в тому, що
зразок нагрівають до температури дещо нижче точки Кюрі і потім охолоджують.
Цикл «нагрівання - охолодження» повторюють кілька разів, контролюючи при цьому
зміна магнітної сприйнятливості c. Останнє необхідно для виключення з дослідів
зразків, у яких в результаті нагрівання відбулися незворотні хімічні та структурні
зміни. Наявність цих змін звичайно контролюється за коливанням c (20% від початкового значення).
Відношення In/Ii = Q називається числом або фактором
Кенігсбергера. Величина Q змінюється від 1 до 100 і більше одиниць. Це
свідчить про те, що локальні залишкові магнітні аномалії, які спостерігаються
на поверхні Землі, обумовлені в більшості випадків величиною In, а не Ii.
Для термоостаточной намагніченості фактор Q, як правило, більше одиниці. У той
Водночас для нормальної намагніченості (наприклад, осадових порід) він
складає десяті, соті частки одиниці (Белоконь и др., 1973). З іншого
боку, фактор Q до деякої міри виключає вплив концентрації
акцесорних, що дозволяє порівнювати магнітні властивості різних порід. При
наявність великої кількості визначень Q в різновікових товщах порід
(близько 100 і більше) фактор Q може характеризувати релаксаційний спад
первинної намагніченості порід (мал. 39) і тим самим їх відносний вік.
Проміжок часу, протягом якого магматичні,
метаморфічні і осадові породи набувають той чи інший вид
намагніченості, залежить від швидкості охолодження магми або швидкості седиментації і
діагенеза. Він може змінюватися в межах від декількох годин до десятків і тисяч
років. Отже, в одній і тій же товщі магматичних або осадових порід
вектор In буде змінюватися по розрізу.
Список літератури
Для підготовки даної роботи були
використані матеріали з сайту http://elib.albertina.ru
