Магнитные свойства горных пород.

 

По способности намагничиваться все вещества и природные геологические образования подразделяются на диамагнитные, у которых χ < 0 и очень мало по своей абсолютной величине и парамагнитные, у которых χ > 0 и примерно на порядок больше, чем у диамагнитных, абсолютная величина. К диамагнетикам относятся золото, нефть, вода, каменная соль, для которых характерны значения χ ~ -1-2·10^-5 СИ. К парамагнетикам принадлежат кварц, уголь, марганец, большинство осадочных и кристаллических горных пород. К природным образованиям, у которых χ > 0, относятся и немногочисленные минералы – окислы железа и титана – ферромагнетики: магнетит Fe₃O₄, гематит Fe₂O₃, титаногематит Ti₂O₃, титаномагнетит Ti₃O₄. Особое место среди них занимает магнетит Fe₃O₄, основной широко распространенный носитель магнетизма в природе. Магнитные свойства горных пород определяются содержанием в них этих минералов.

Для пара- и диамагнетиков связь между намагниченностью I и величиной намагничивающего поля Т линейна, она описывается упоминавшихся парамагнитным соотношением . Причем, для того, чтобы хоть сколько нибудь заметно намагнитить эти тела, необходимо создавать очень сильные магнитные поля.

 

Так, в кислых кристаллических породах (граните и др), где содержание окислов железа мало (менее или около 1 процента), значения χ обычно не превосходят 500-1000·10^-5 СИ, а в основных – габбро и базальты (содержание окислов железа более 2 %) χ достигает 10600-18000·10^-5 СИ, то есть близко к единице СИ. Магнитная восприимчивость метаморфических и осадочных пород на несколько порядков меньше, чем у изверженных, в связи с чем они создают сравнительно слабые магнитные аномалии, которые еще сравнительно недавно невозможно было выявить с помощью приборов – магнитометров, применявшихся тогда в магнитной разведке.

 

Ферромагнетики обладают иным типом намагничения - гистерезисным, нелинейным. Если приложить постепенно возрастающее магнитное поле к ненамагниченному ферромагнетику, то поначалу характер намагничения (кривая А) близок к линейному, но при значительной напряженности происходит «магнитное насыщение» материала (уровень «насыщения» обозначен как I_s), и далее I уже не возрастает. При постепенном уменьшении напряженности кривая размагничивания В не совпадает с кривой намагничивания А и когда влияние поля будет снято полностью, ферромагнетик сохранит некоторую часть намагниченности - I_r, которая называется остаточной намагниченностью. При дальнейшем увеличении напряженности поля в отрицательную сторону намагниченность становится равной нулю (ферромагнетик полностью размагничивается), а затем снова возрастает в ту же отрицательную сторону, пока вновь не достигнет состояния магнитного насыщения. Поле, которое необходимо приложить, чтобы полностью размагнитить магнит, называется коэрцетивной (или задерживающей) силой. Благодаря ей, ферромагнитные минералы сохраняют остаточную намагниченность . Она характеризуется параметром Кенигсбергера, который определяется отношением Q = I_r/I_i, изменяющимся от 0 до 100 и может быть как положительным, так и отрицательным. Значение Q велико для ферромагнитных минералов, меньше для магматических пород, еще меньше для метаморфических и близко к нулю для осадочных. Больше всего ферромагнитных минералов содержится в магматических горных породах, а применительно к платформенным территориям, в породах кристаллического фундамента.

В итоге зависимость I для ферромагнетиков приобретает вид, показанный на рис.19. Эту зависимость принято называть петлей гистерезиса.

 

 

Еще одно особенное свойство ферромагнетиков – зависимость их намагничения от температуры. Она состоит в том, что χ ферромагнетиков вначале сильно растет с увеличением температуры (в сотни раз), но по достижении определенного предела, называемого температурой Кюри, этот рост прекращается, ферромагнетик теряет свою намагниченность, превращаясь в обычный парамагнетик. Это означает, что при температурах, превышающих точку Кюри, носителей магнетизма в горных породах уже нет. У минералов, определяющих намагниченность горных пород, точка Кюри лежит в диапазоне от 400 до 700ºС (для магнетита точка Кюри составляет 670ºС). Такая температура в недрах Земли достигается на глубинах от 20 до 50 км в зависимости от строения, величины теплового потока и теплопроводности разреза. Поэтому на глубине > 50 км уже нет магнитоактивных толщ. Таким образом, можно говорить о наличии у Земли так называемого магнитоактивного слоя, поверхностью которого является кровля кристаллических пород (кристаллического фундамента на платформенных территориях), а подошвой – изотермическая поверхность Кюри. Отсюда именно особенности внутренней структуры этой толщи и рельеф названных поверхностей главным образом определяют интенсивность и структуру аномальной части геомагнитного поля. Во всяком случае, сказанное может быть с полным основанием отнесено к региональной составляющей Т₂.

Тем самым можно говорить и об ограниченной глубинности магниторазведки как метода изучения строения Земной коры.

Из рассмотренного выше видно, что находясь в магнитном поле ферромагнетик сам становится постоянным магнитом, то есть создает собственное (внутреннее) постоянное магнитное поле ´, которое пропорционально внешнему полю , но направлено в противоположную сторону. Это поле связано с намагниченностью I соотношением ´= , где N – так называемый коэффициент размагничивания магнита, который зависит от формы магнита (например, для тонкой пластины, намагниченной перпендикулярно поверхности N=-4π).

Сумма внешнего и внутреннего ´ (то есть созданного ферромагнетиком) полей называется магнитной индукцией Заметим, что прибор-магнитометр измеряет именно это суммарное поле, которое связано с Т соотношением В = μТ.

Единица магнитной индукции тесла (Тл), ее размерность вольт-секунда на квадратный метр. В магниторазведке используется нанотесла (1 нТл= 10^-9Тл)

1 нТл ≈ 0,8 ·10^-3 А/м

Изложенные сведения позволяют перейти к главному для нас вопросу в курсе магнитной разведки – геологической природе магнитных аномалий.