Намагниченность горных пород

Магнитное поле в веществе

 

Экспериментальные исследования показали, что все вещества в большей или меньшей степени обладают магнитными свойствами. Если два витка с токами поместить в какую-либо среду, то сила магнитного взаимодействия между токами изменяется. Этот опыт показывает, что индукция магнитного поля, создаваемого электрическими токами в веществе, отличается от индукции магнитного поля, создаваемого теми же токами в вакууме.

Физическая величина, показывающая, во сколько раз индукция магнитного поля в однородной среде отличается по модулю от индукции магнитного поля в вакууме, называется магнитной проницаемостью:

Магнитные свойства веществ определяются магнитными свойствами атомов или элементарных частиц (электронов, протонов и нейтронов), входящих в состав атомов. В настоящее время установлено, что магнитные свойства протонов и нейтронов почти в 1000 раз слабее магнитных свойств электронов. Поэтому магнитные свойства веществ в основном определяются электронами, входящими в состав атомов.

Одним из важнейших свойств электрона является наличие у него не только электрического, но и собственного магнитного поля. Собственное магнитное поле электрона называют спиновым (spin – вращение). Электрон создает магнитное поле также и за счет орбитального движения вокруг ядра, которое можно уподобить круговому микротоку. Спиновые поля электронов и магнитные поля, обусловленные их орбитальными движениями, и определяют широкий спектр магнитных свойств веществ.

Вещества крайне разнообразны по своим магнитным свойствам. У большинства веществ эти свойства выражены слабо. Слабо-магнитные вещества делятся на две большие группы – парамагнетики и диамагнетики. Они отличаются тем, что при внесении во внешнее магнитное поле парамагнитные образцы намагничиваются так, что их собственное магнитное поле оказывается направленным по внешнему полю, а диамагнитные образцы намагничиваются против внешнего поля. Поэтому у парамагнетиков μ > 1, а у диамагнетиков μ < 1. Отличие μ от единицы у пара- и диамагнетиков чрезвычайно мало. Например, у алюминия, который относится к парамагнетикам, μ – 1 ≈ 2,1·10^–5, у хлористого железа (FeCl₃) μ – 1 ≈ 2,5·10^–3. К парамагнетикам относятся также платина, воздух и многие другие вещества. К диамагнетикам относятся медь (μ – 1 ≈ –3·10^–6), вода (μ – 1 ≈ –9·10^–6), висмут (μ – 1 ≈ –1,7·10^–3) и другие вещества. Образцы из пара- и диамагнетика, помещенные в неоднородное магнитное поле между полюсами электромагнита, ведут себя по-разному – парамагнетики втягиваются в область сильного поля, диамагнетики – выталкиваются (рис. 1.19.1).

Рисунок 1.19.1. Парамагнетик (1) и диамагнетик (2) в неоднородном магнитном поле.

Пара- и диамагнетизм объясняется поведением электронных орбит во внешнем магнитном поле. У атомов диамагнитных веществ в отсутствие внешнего поля собственные магнитные поля электронов и поля, создаваемые их орбитальным движением, полностью скомпенсированы. Возникновение диамагнетизма связано с действием силы Лоренца на электронные орбиты. Под действием этой силы изменяется характер орбитального движения электронов и нарушается компенсация магнитных полей. Возникающее при этом собственное магнитное поле атома оказывается направленным против индукции внешнего поля.

В атомах парамагнитных веществ магнитные поля электронов скомпенсированы не полностью, и атом оказывается подобным маленькому круговому току. В отсутствие внешнего поля эти круговые микротоки ориентированы произвольно, так что суммарная магнитная индукция равна нулю. Внешнее магнитное поле оказывает ориентирующее действие – микротоки стремятся сориентироваться так, чтобы их собственные магнитные поля оказались направленными по индукции внешнего поля. Из-за теплового движения атомов ориентация микротоков никогда не бывает полной. При усилении внешнего поля ориентационный эффект возрастает, так что индукция собственного магнитного поля парамагнитного образца растет прямо пропорционально индукции внешнего магнитного поля. Полная индукция магнитного поля в образце складывается из индукции внешнего магнитного поля и индукции собственного магнитного поля, возникшего в процессе намагничивания. Механизм намагничивания парамагнетиков очень похож на механизм поляризации полярных диэлектриков. Диамагнетизм не имеет аналога среди электрических свойств вещества.

Следует отметить, что диамагнитными свойствами обладают атомы любых веществ. Однако, во многих случаях диамагнетизм атомов маскируется более сильным парамагнитным эффектом. Явление диамагнетизма было открыто М. Фарадеем (1845 г.).

Вещества, способные сильно намагничиваться в магнитном поле, называются ферромагнетиками. Магнитная проницаемость ферромагнетиков по порядку величины лежит в пределах 10²–10⁵. Например, у стали μ ≈ 8000, у сплава железа с никелем магнитная проницаемость достигает значений 250000.

К группе ферромагнетиков относятся четыре химических элемента: железо, никель, кобальт, гадолиний. Из них наибольшей магнитной проницаемостью обладает железо. Поэтому вся эта группа получила название ферромагнетиков.

Ферромагнетиками могут быть различные сплавы, содержащие ферромагнитные элементы. Широкое применение в технике получили керамические ферромагнитные материалы – ферриты.

Для каждого ферромагнетика существует определенная температура (так называемая температура или точка Кюри), выше которой ферромагнитные свойства исчезают, и вещество становится парамагнетиком. У железа, например, температура Кюри равна 770 °C, у кобальта 1130 °C, у никеля 360 °C.

Ферромагнитные материалы делятся на две большие группы – на магнито-мягкие и магнито-жесткие материалы. Магнито-мягкие ферромагнитные материалы почти полностью размагничиваются, когда внешнее магнитное поле становится равным нулю. К магнито-мягким материалам относится, например, чистое железо, электротехническая сталь и некоторые сплавы. Эти материалы применяются в приборах переменного тока, в которых происходит непрерывное перемагничивание, то есть изменение направления магнитного поля (трансформаторы, электродвигатели и т. п.).

Магнито-жесткие материалы сохраняют в значительной мере свою намагниченность и после удаления их из магнитного поля. Примерами магнито-жестких материалов могут служить углеродистая сталь и ряд специальных сплавов. Магнито-жесткие метериалы используются в основном для изготовления постоянных магнитов.

Магнитная проницаемость μ ферромагнетиков не является постоянной величиной; она сильно зависит от индукции B₀ внешнего поля. Типичная зависимость μ (B₀) приведена на рис. 1.19.2. В таблицах обычно приводятся значения максимальной магнитной проницаемости.

Рисунок 1.19.2. Типичная зависимость магнитной проницаемости ферромагнетика от индукции внешнего магнитного поля.

Непостоянство магнитной проницаемости приводит к сложной нелинейной зависимости индукции B магнитного поля в ферромагнетике от индукции B₀ внешнего магнитного поля. Характерной особенностью процесса намагничивания ферромагнетиков является так называетмый гистерезис, то есть зависимость намагничивания от предыстории образца. Кривая намагничивания B (B₀) ферромагнитного образца представляет собой петлю сложной формы, которая называется петлей гистерезиса (рис. 1.19.3.).

 

 

Рисунок 1.19.3. Петля гистерезиса ферромагнетика. Стрелками указано направление процессов намагничивания и размагничивания ферромагнитного образца при изменении индукции B0 внешнего магнитного поля.

Из рис. 1.19.3 видно, что при наступает магнитное насыщение – намагниченность образца достигает максимального значения.

Если теперь уменьшать магнитную индукцию B₀ внешнего поля и довести ее вновь до нулевого значения, то ферромагнетик сохранит остаточную намагниченность – поле внутри образца будет равно B_r. Остаточная намагниченность образцов позволяет создавать постоянные магниты. Для того, чтобы полностью размагнитить образец, необходимо, изменив знак внешнего поля, довести магнитную индукцию B₀ до значения –B_0c, которое принято называть коэрцитивной силой. Далее процесс перемагничивания может быть продолжен, как это указано стрелками на рис. 1.19.3.

У магнито-мягких материалов значения коэрцитивной силы B_0c невелико – петля гистерезиса таких материалов достаточно «узкая». Материалы с большим значением коэрцитивной силы, то есть имеющие «широкую» петлю гистерезиса, относятся к магнито-жестким.

Природа ферромагнетизма может быть до конца понята только на основе квантовых представлений. Качественно ферромагнетизм объясняется наличием собственных (спиновых) магнитных полей у электронов. В кристаллах ферромагнитных материалов возникают условия, при которых, вследствие сильного взаимодействия спиновых магнитных полей соседних электронов, энергетически выгодной становится их параллельная ориентация. В результате такого взаимодействия внутри кристалла ферромагнетика возникают самопроизвольно намагниченные области размером порядка 10^–2–10^–4 см. Эти области называются доменами. Каждый домен представляет из себя небольшой постоянный магнит.

В отсутствие внешнего магнитного поля направления векторов индукции магнитных полей в различных доменах ориентированы в большом кристалле хаотически. Такой кристалл в среднем окажется ненамагниченным. При наложении внешнего магнитного поля происходит смещение границ доменов так, что объем доменов, ориентированных по внешнему полю, увеличивается. С увеличением индукции внешнего поля возрастает магнитная индукция намагниченного вещества. В очень сильном внешнем поле домены, в которых собственное магнитное поле совпадает по направлению с внешним полем, поглощают все остальные домены, и наступает магнитное насыщение. Рис. 1.19.4 может служить качественной иллюстрацией процесса намагничивания ферромагнитного образца.

Рисунок 1.19.4. Намагничивание ферромагнитного образца. (1) B0 = 0; (2) B0 = B01; (3) B0 = B02 > B01.

Магнитная восприимчивость горных пород и руд

Способность материалов и горных пород намагничиваться характеризуется магнитной восприимчивостью (k) - основным магнитным свойством горных пород.

В системе Си это безразмерная величина. Практически ее измеряют в 10^-5 ед. Си. У разных горных пород она меняется от 0 до 10 ед. Си. По магнитным свойствам минералы и горные породы делятся на три группы: диамагнитные, парамагнитные и ферромагнитные. У диамагнитных пород магнитная восприимчивость очень мала (менее 10^-5 ед. Си) и отрицательна, их намагничение направлено против намагничивающего поля. К диамагнитным относятся многие минералы и горные породы, например, кварц, каменная соль, мрамор, нефть, лед, графит, золото, серебро, свинец, медь и др.

У парамагнитных пород магнитная восприимчивость положительна и также невелика. К парамагнитным относится большинство минералов, осадочных, метаморфических и изверженных пород.

Особенно большими k(до нескольких миллионов 10^-5 ед. Си) обладают ферромагнитные минералы, к которым относятся магнетит, титаномагнетит, ильменит, пирротин.

Магнитная восприимчивость большинства горных пород определяется, прежде всего, присутствием и процентным содержанием ферромагнитных минералов.

В таблице 1 приведены значения k некоторых породообразующих минералов и пород. Из таблицы видно, что сильно магнитными являются ферромагнитные минералы. Среди изверженных пород наибольшей магнитной восприимчивостью обладают ультраосновные и основные породы, слабо магнитны и магнитны кислые породы. У метаморфических пород магнитная восприимчивость ниже, чем у изверженных. Осадочные породы, за исключением некоторых песчаников и глин, практически немагнитны.

Магнитная восприимчивость в горной породе не всегда одинакова по всем направлениям, или изотропна. Она может меняться по разным направлениям, увеличиваясь в плоскости напластования осадочных и сланцеватых метаморфических пород, уменьшаясь в перпендикулярном направлении. Различия могут достигать 20%.

Разведываемые геологические структуры и руды с магнитной восприимчивостью k залегают среди вмещающих пород с восприимчивостью k₀. Поэтому, как и в гравиразведке, представляет интерес избыточная, или эффективная, магнитная восприимчивость Δk=k-k₀. Величины Δk могут быть и положительными, и отрицательными, разными по величине. Благодаря отличию Δk от нуля и возникают магнитные аномалии.

Магнитную восприимчивость измеряют как на образцах горных пород, так и в естественном залегании. С помощью так называемых астатических магнитометров измеряются магнитные свойства образцов произвольной формы. Число образцов одной породы должно составлять несколько десятков, чтобы результаты были статистически обоснованы. Для изучения k в естественных условиях залегания пород применяются разного рода каппаметры.

 

 

Намагниченность

 

Согласно общепринятому определению, намагниченность - характеристика магнитного состояния макроскопического физического тела; в случае однородно намагниченного тела намагниченность определяется как магнитный момент J единицы объёма тела:

J = M/V,

где М - магнитный момент тела, V - его объём. В случае неоднородно намагниченного тела Н. определяется для каждой точки тела (точнее, для каждого физически малого объёма dV):

J = dM/dV,

где dM - магнитный момент объёма dV. Единица измерения намагниченности в Международной системе единиц - ампер на метр, в СГС системе единиц - эрг/(гс×см3); 1 эрг/(гс×см3) = 103 а/м. Намагниченность тел зависит от внешнего магнитного поля и температуры.

 

Палеомагнитные исследования

 

Палеомагнитные исследования предназначены для определения магнитного поля Земли в отдаленные геологические эпохи путем изучения остаточного намагничения образцов горных пород (см. 4.2.3). Как отмечалось выше, породы, содержащие ферромагнитные минералы (магнетит, титаномагнетит, гематит, пирротин), обладают свойством, намагнитившись в магнитном поле Земли в момент своего образования, сохранять магнетизм долгое время, несмотря на изменение интенсивности и даже знака вектора напряженности геомагнитного поля в районе, где они залегают.

 

Изучая остаточную намагниченность образцов горной породы (), можно оценить положение геомагнитного полюса во время ее образования, если удалось доказать, что не изменилась вследствие последующей перемагниченности или изменения положения породы в пространстве, например, вследствие тектонических нарушений.

 

При обработке достоверных данных о  предполагается, что вектор пропорционален и параллелен полному вектору напряженности древнего (в момент образования породы) магнитного поля (). Кроме того, полагается, что это поле совпадает с геоцентрическим осевым магнитным диполем. В результате палеомагнитных исследований получены следующие выводы.

 

 Среднее положение геомагнитных полюсов для промежутков времени в сотни тысяч лет совпадает с географическим полюсом, а магнитный диполь, создающий геомагнитное поле, направлен вдоль оси вращения Земли. Иногда они расходятся, как это наблюдается в настоящее время. Этот факт подтверждается палеоклиматическими данными.

 Магнитные полюса в течение геологической истории Земли перемещаются по ее поверхности, что можно объяснить изменением положения оси вращения Земли, что также подтверждается палеоклиматическими исследованиями. Например, северный магнитный полюс в докембрии был на Западном побережье Северной Америки, в кембрии и силуре - в районе Японских островов, в карбоне и перми - на восточном побережье Азии, начиная с неогена, полюс оставался недалеко от современного.

 

 Направление остаточной намагниченности горных пород в зависимости от их возраста иногда отличается на , что связано с периодическим изменением знака магнетизма или инверсий полюса на . Установлено, что примерно половина исследованных пород имеет намагниченность, противоположную современному магнитному полю. Длительность эпох магнетизма одного знака, эпох полярности менялась в истории Земли за последние 70 млн. лет с периодичностью от 10 тысяч до 1 млн. лет, а в более древние времена - до нескольких десятков млн. лет. Достаточных обоснований инверсии магнитных полей нет.

 

 Местоположения полюсов Земли, определенные по образцам одного возраста, но взятых с разных континентов (Европа, Америка, Австралия) отличаются тем больше, чем больше возраст пород. Это объясняют дрейфом литосферных плит. Карты палеоконтинентов в разные геологические эпохи свидетельствуют о разных направлениях их перемещений, о расхождениях и столкновениях материков.

 

 Гидромагнитные съемки океанов выявили линейные, знакопеременные, полосовые геомагнитные аномалии, симметричные относительно срединно-океанических хребтов (рифтов). Это, наряду с палеомагнитными исследованиями, является прямым доказательством раздвижения (спрединга) морского дна от этих хребтов.

 

В целом палеомагнитные исследования помогают решать проблему строения и развития Земли, корреляции одновозрастных пород (магнитостратиграфии), тектонического строения отдельных районов, анизотропии осадочных пород на основе их палеомагнитной слоистости, археологии и др.

 

 

Применение магниторазведки для картирования, поисков и разведки полезных ископаемых, изучения геологической среды

 

Магниторазведка применяется для решения задач региональной структурной геологии, геологического картирования разных масштабов, поисков и разведки железорудных месторождений, поисков месторождений рудных и нерудных ископаемых, оценки геолого-петрологических особенностей и трещиноватости пород, изучения геологической среды.

 

Аэромагнитная съемка

Аэромагнитная съемка проводится по системе профилей при непрерывной записи или на каждом профиле (маршруте). Направления профилей выбираются вкрест предполагаемого простирания структур или тектонических нарушений.

Расстояние между профилями зависит от масштаба съемки: при миллионном масштабе расстояния между маршрутами устанавливаются 10 км, при масштабе 1: 500 000 - 5 км, при масштабе 1: 100 000 - 1 км, при масштабе 1: 50 000 - 500 м. Чем крупнее масштаб, тем меньшей должна быть высота полета аэромагнитной станции. Обычно она меняется от 50 до 500 м. Скорость полета 100 - 200 км. Привязка профилей при аэромагнитной съемке осуществляется разными способами: по аэрофотоснимкам, радиогеодезическая и др. и должна быть тем точнее, чем крупнее масштаб съемки.

Для учета вариаций и сползания нуль-пункта прибора перед началом рабочего дня и после его окончания делается специальный залет на опорный (контроль-ный) маршрут длиной до 10 км. Все рабочие маршруты "привязываются" к контрольным маршрутам.

Для оценки погрешности измерений и увязки между собой маршрутов выбирается несколько профилей, перпендикулярных рабочим маршрутам. На этих профилях проводятся повторные залеты. По результатам повторных измерений вычисляется среднеквадратическая погрешность измерений. Точность съемки считается хорошей, если погрешность не превышает 10 нТл или 20% от амплитуд выявленных аномалий. При обработке магнитограмм аномальные значения рассчитываются путем вычитания из наблюденного значения нормального поля . Последнее определяется по картам нормального магнитного поля или с помощью расчета так называемого нормального градиента по данным аэромагнитной съемки. В результате аэромагнитной съемки строятся карты, графики, а также карты графиков или

Интерпретация и задачи, решаемые магниторазведкой

Интерпретация данных магниторазведки складывается из геофизической интерпретации и геологического истолкования, тесно связанных между собой. Первым этапом является качественная интерпретация, позволяющая судить о местоположении пород с разными магнитными свойствами. Второй этап - количественная интерпретация, или решение обратной задачи магниторазведки, - имеет целью определение количественных параметров разведываемых геологических объектов.

Качественная и количественная интерпретация данных магниторазведки

Методика магниторазведочных работ. Геологические задачи, решаемые магниторазведкой. Необходимые точность и детальность наблюдений, выбор направления профилей, густота сети точек наблюдений. Понятие масштаба съёмки. Выбор высоты полета при аэромагнитной съемке.

 

Методика проведения маг/раз-х работ с целью поисков и разведки полезных ископаемых определяется поставленной геологической задачей.

В методику проведения маг-х съемок входят следующие вопросы: выбор модификации, расположение пунктов и профилей наблюдений по площади съемки, точность и контроль наблюдений, топографо - геодезическая привязка, изображение результатов съемки и масштаб отчетных материалов. По усл, в кот-х выполняются измерения геомагн поля, съемки делятся на наземные и воздушные. К наземным относятся: пешеходная и автомобильная.

Основные вопросы методики пешеходных маг-х съемок: выбор вида съемки в зав-ти от геол-х задач; степень детальности исследования (масштаб съемки) и сеть точек измерений; выбор аппаратуры; точность измерений и способы её достижения; разбивка, геодезическая привязка и закрепление отдельных пунктов и линий наблюдений на местности и отображение их на карте; ведение полевой документации; сбор полевой информации; способы обработки полевых измерений и графическое оформление результатов съемки; дополнит г/ф и г/л работы для обеспечения наиболее полного г/л истолкования результатов магнитных измерений.

Осн вопросы автомагнитки – постановка г/л задач, выбор участка, масштаб съемки, направление маршрутов и т.п. – общие с наземной магниткой. Специфика работ с автомобильн магнитометром обусловлена тем, что измерения МП выполняются в движении в условиях девиационного влияния автомобиля с постоянным интервалом между пунктами наблюдений.

Магнитка примен при г/л картир разл масштабов и при прямых поисках и разведке месторождений некот-х ПИ. Мелкомасштабные съемки проводятся при изучении особенностей глубинного геологического строения земной коры и при тектонич рай-нии. При тектонич рай-нии геосинклин обл по рез-м магн съемки выделяют границы между геосинклиналью и прилегающей платформой, границы предгорных и межгорных впадин, границы отдельных синклинориев и антиклинориев, а также зоны и группы разломов. На платформах – сведения о строении кристалличо фунд-та, глубину залегания, рельеф поверхности фундамента и некот-е детали его внутреннего строения. М.б. выделены крупные блоки фундамента, различающиеся глубиной залегания или составом и строением внутренних структур. По магн аном выявл и прослеживаются зоны разломов. По магн картам часто устанавл крупные структурные формы, в том числе и перспективные на нефть и газ.

Детальность наблюдений обуславливается масштабом съёмки. Расстояние между точками наблюдений по профилям зависит от формы сети, а форма, от хар-ра ожидаемого поля. Если аномалии изометричные в плане или вытянутые с сильно изменяющимся простиранием – сеть наблюдений должна быть квадратной. Если простирание аномалий примерно постоянно, сеть берётся прямоугольной. Профили в этом случае направляют вкрест простирания аномалий и расстояние между точками по профилю выбирают так, чтобы в пределы аномалии попало не менее 5 точек.

Расстояние между точками измерений по интерпретационным профилям обычно выбирают малым. В пределах отдельной аномалии может попасть до 15-20 точек и более. Детальность наблюдений считают достаточной, если с дальнейшим сгущением сети картина не изменяется.

Оптимальная точность измерений должна быть согласованной с интенсивностью минимальных ожидаемых аномалий и с фоном помех. Точность считается достаточной, если предельная ошибка измерений, приблизительно равная утроенной ср квадр ошибке одного измерения, не превышает 10% амплитуды самой слабой ожидаемой аномалии, но не намного меньше 0,3 амплитуды помех.

При выборе точности съёмки следует учитывать, что повышение точности всегда желательно. Например, при поисках магнетитовых месторождений для решения задачи прямых поисков достаточно низкой точности. Однако съёмка средней или высокой точности может дать попутно ценную информацию для геолкартирования.

Масштаб магнитной съёмки выбирается с расчетом, чтобы, с одной стороны, поставленная задача съёмкой была решена, с другой – чтобы число измерений на единице площади было минимальным. Масштаб выбирается таким, чтобы, в пределы минимальной аномалии попали точки одного или двух соседних профилей. Масштабы магнитных съёмок делятся на три категории: 1. Мелкий масштаб от 2 500 000 до 500 000 – в основном аэромагнитная съёмка

2. Средний от 200 000 до 100 000 – аэромагнитная и наземная

3. Крупный от 50 000 до 1 000 в основном для наземной съёмки

Аэромагнитная съемка. Съемка выполн на разных высотах; высота выбирается в завис от масштаба съемки: чем меньше М, тем больше высота полета и наоборот. Маршруты полетов проклад вкрест простирания геол образований. Выбирается контрол маршрут, к-ый располаг недалеко от аэродрома и пересекает весь участок. На контрольном маршруте ведутся измерения ежедневно утром и вечером, в начале и в конце полетов.

 

 

Причина МП:1.Движение е по орбите при создании ими орбитального магн. момента, т.к. каждый е вместе с эл. зарядом имеет магн. момент. 2. Каждая элем-я частица: e, p – облад спиновым магн. моментом, т.е. частицы вращ-ся вокруг собств оси, создавая общий спиновый магн. момент и ларморовую прецессию (движение юлы). Вместе два эффекта создают суммарный магн момент.

 - е, за счет своего магн мом, созд вокруг себя эл ток во время движения, который создает МП. Каждый е создает вокруг себя МП за счет движения по орбите и вокруг собств оси. Создается суммарное мп В=В₀ + В_с (спин). е приобретает намагниченность I=ef. Процесс отдачи и намагничения идет только при наличии внешн поля, иначе е вращается беспорядочно. Общий суммар момент (М) =0. Под действ внеш МП мом устанавл в опред направл (по направл внешн МП).                                                                            – p – движется по закону прецессии (вращ вокруг собств оси). Масса р  в 1836,5 раз б массы е, след-но доля магнетизма от р велика. Если р вращается без МП, то мом-ы располагаются хаотично (ΣМ=0). При наличии МП каждый р вращ вокруг направл внешн МП с частотой приблиз = амплитуде магн инд. Создается сильный магн эф-т.

Намагниченность (I) – это спосбность г.п. отдавать МП. При внесе-нии в-ва в МП в-во начинает намагнич под действием магн. индукии или напряженн по направл действующего поля. В-во приобретает намагниченн и потом само отдает МП. Коэф. пропорц-ти между величиной намагнич-ти и напряженностью МП наз. магнитн. восприимчивостью (ǽ) – это способность г.п. воспринимать МП.

Намагниченность – векторная величина, ее направление зависит от направления вектора намагничивающего поля в момент образования г.п.. Намагн-ть, приобретенная в прошлые геол. эпохи, наз. Остаточной (I_n), а приобретенная за счет действия современного поля наз. Индуцированной (Ii). I= I_i + I_n = ǽH + I_n

  Существуют различ механизмы намагничения. В соотв с ними в-ва в природе подраздел на: диа-, пара-, ферро- и ферримагнетики.

Диамагнетики - в-ва, М атомов которых в отсутствии внеш мп =0, так как М всех е взаимно скомпенсированы.Атомы диамагнетиков приобрет в магнит поле М, противополож направ действия первич поля. В-ва становятся источ дополнит поля, те в-во намагничивается. Все диамагнетики имеют отрицательную магн. восприимчивость.(-160*10^-6 ед.СИ). Cu. Au, Ag, Pb, S, As, H, N, гипс, кварц.

Парамагнетики - в-ва, атомы к-ых в отсутствии внеш магн поля имеют отличный от 0 М, кот-й связан с орбитал движением е в атомах и их спиновыми М. При внесении в МП мом-ы атомов прецессируют вокруг направ магнит инд В с ларморовской скоростью. Тепловое движение атомов вызывает только столкновение их друг с другом. Совместное возд теплового и МП приводит к преимущественной ориент собств мом-ов атомов по направ внеш поля, поэтому парамагнетик намагничевается. (10^-5 – 10^-3 едСИ). Cr, Mo, W, U, Mn, Pt, б-во пород.

Ферромагнетики - твердые в-ва, обладающие при несликом высок температурах самопроизвольной намагниченностью, к-ая изменяется под влиянием внеш воздействий- магнит поля, деформации, температуры. Внутреннее магнит поле в сотни и тысячи раз больше внешнего. Для ферромагнетиков природа магнетизма наз-ся доменной. Ориентация электронов происходит не во всем объеме вещ-ва, а в очень маленьком объеме, кот. наз. доменом, = 10^-8см. В этом объеме электроны также группируются по единому направлению, но не обязательно совпадающим с направлением внешнего МП. Домены располагаются в г.п. произвольно в зависимости от структуры вещ-ва. При намагничивании г.п. процесс намагничивания идет засчет обменных электронов между доменами и новой группировки доменов. Ферромагнетики намагничиваются по закону, кот. характ-ся кривой насыщения. Если увеличивается напряженность МП (H), то растет I. Максимальная амплитуда наз. намагниченностью насыщения (Is). При уменьшении Н кривая намагниченности пойдет по новому пути, переходит в область отрицательного значения I, выходит на ассимптоту, при дальнейшем увеличении Н происходит рост амплитуды I. Кривые изменения намагниченности при изменении напряженности МП объединяются в петлю гистерезиса. Отрезок OF наз. коэрцетивной силой – это сила, необходимая для полного размагничивания магнита.

N- коэф. размагничивания, кот. зависит от формы образца и доменной структуры.

Взавис от положения М: 1)Взаимно паралел друг другу – ферромагнетик; 2) Взаимно антипаралел скомпенсированное. Атомные моменты = по величине и направ в противополож ст- антиферромагнетики; 3) Взаимно антипаралел нескомпенсир. Такой вид фурромагнит упорядочения сохран до темп Неля- ферримагнетизм Неля. В-ва- ферримагнетики; 4) Взаимно квазиантипаралел.

Магнетит, гематит, пирротин, титано-магнетит. (10⁴ – 10⁵ едСИ).

При нагревании ферромагнетика до т Кюри тепловое движение разрушает облпсти спонтанных намагниченностей, в-во теряет свои особые магнитные св-ва и ведет себя как парамагнетик.

 

 

Магнитное поле в веществе

 

Экспериментальные исследования показали, что все вещества в большей или меньшей степени обладают магнитными свойствами. Если два витка с токами поместить в какую-либо среду, то сила магнитного взаимодействия между токами изменяется. Этот опыт показывает, что индукция магнитного поля, создаваемого электрическими токами в веществе, отличается от индукции магнитного поля, создаваемого теми же токами в вакууме.

Физическая величина, показывающая, во сколько раз индукция магнитного поля в однородной среде отличается по модулю от индукции магнитного поля в вакууме, называется магнитной проницаемостью:

Магнитные свойства веществ определяются магнитными свойствами атомов или элементарных частиц (электронов, протонов и нейтронов), входящих в состав атомов. В настоящее время установлено, что магнитные свойства протонов и нейтронов почти в 1000 раз слабее магнитных свойств электронов. Поэтому магнитные свойства веществ в основном определяются электронами, входящими в состав атомов.

Одним из важнейших свойств электрона является наличие у него не только электрического, но и собственного магнитного поля. Собственное магнитное поле электрона называют спиновым (spin – вращение). Электрон создает магнитное поле также и за счет орбитального движения вокруг ядра, которое можно уподобить круговому микротоку. Спиновые поля электронов и магнитные поля, обусловленные их орбитальными движениями, и определяют широкий спектр магнитных свойств веществ.

Вещества крайне разнообразны по своим магнитным свойствам. У большинства веществ эти свойства выражены слабо. Слабо-магнитные вещества делятся на две большие группы – парамагнетики и диамагнетики. Они отличаются тем, что при внесении во внешнее магнитное поле парамагнитные образцы намагничиваются так, что их собственное магнитное поле оказывается направленным по внешнему полю, а диамагнитные образцы намагничиваются против внешнего поля. Поэтому у парамагнетиков μ > 1, а у диамагнетиков μ < 1. Отличие μ от единицы у пара- и диамагнетиков чрезвычайно мало. Например, у алюминия, который относится к парамагнетикам, μ – 1 ≈ 2,1·10^–5, у хлористого железа (FeCl₃) μ – 1 ≈ 2,5·10^–3. К парамагнетикам относятся также платина, воздух и многие другие вещества. К диамагнетикам относятся медь (μ – 1 ≈ –3·10^–6), вода (μ – 1 ≈ –9·10^–6), висмут (μ – 1 ≈ –1,7·10^–3) и другие вещества. Образцы из пара- и диамагнетика, помещенные в неоднородное магнитное поле между полюсами электромагнита, ведут себя по-разному – парамагнетики втягиваются в область сильного поля, диамагнетики – выталкиваются (рис. 1.19.1).

Рисунок 1.19.1. Парамагнетик (1) и диамагнетик (2) в неоднородном магнитном поле.

Пара- и диамагнетизм объясняется поведением электронных орбит во внешнем магнитном поле. У атомов диамагнитных веществ в отсутствие внешнего поля собственные магнитные поля электронов и поля, создаваемые их орбитальным движением, полностью скомпенсированы. Возникновение диамагнетизма связано с действием силы Лоренца на электронные орбиты. Под действием этой силы изменяется характер орбитального движения электронов и нарушается компенсация магнитных полей. Возникающее при этом собственное магнитное поле атома оказывается направленным против индукции внешнего поля.