Яновский Б.М. Земной Магнетизм. Том 2

Подождите немного. Документ загружается.

Палеомагннтный метод корреляции

Как известно, в геологии такая корреляция производится

палеонтологическими методами — путем определения остатков

флоры и фауны в образцах горных пород. Однако такие остатки

не всегда могут присутствовать в породах, и в таких случаях

про них говорят, что они «немые». Для немых пород корреляция

геологическими методами становится уже невозможной, и по-

этому палеомагннтный метод в этих случаях может дать боль-

шие преимущества в этом отношении.

Проследить границу раздела прямо и обратно намагничен-

ных пород по всему земному шару еще не удалось за отсутст-

вием достаточного числа исследований, и поэтому предположе-

ние об обратимости магнитного момента Земли остается до сих

пер гипотезой.

Однако корреляция осадочных толщ на протяжении сотен

километров при помощи палеомагнитного метода достаточно

хорошо выполняется. Так, сам автор этого метода А. Н. Храмов

[73] проследил на территории западной Туркмении слон одновоз-

растных пород палеогенового и мезозойского возраста в разре-

зах, отстоящих друг от друга на расстоянии нескольких сот ки-

лометров. Распределение намагниченности /„ вдоль разреза

(снизу вверх) было показано на рис. 40.

Сущность палеомагнитного метода корреляции заключается

в следующем.

В исследуемом районе, по берегам рек, оврагов, крутых скло-

нов горы, ищутся обнажения пород на достаточно большом

протяжении сверху-вниз (геологический разрез), так чтобы оно

включало породы различного возраста. Об этом можно судить

хотя бы по числу наблюдаемых слоев различной окраски и раз-

личного состава.

Из каждого слоя отбираются образцы в форме кубика раз-

мером не более

5X5X5

см, на которых предварительно отме-

чаются направления истинного меридиана и вертикальной

линии. Способы отбора образцов и определения их ориентации

в пространстве изложены в особой инструкции [74].

В лаборатории эти образцы подвергаются предварительной

«магнитной чистке», т. е. снятию неустойчивой части

вектора /

остаточной намагниченности, такой как вязкая, и

после этого определению направления остаточной намагничен-

ности по отношению к направлению истинного меридиана и

вертикали, т. е. определению склонения D и наклонения / маг-

нитного поля Земли в эпоху образования породы.

Далее строятся графики D и / вдоль каждого разреза, как

это показано на рис. 40, и производится сопоставление их друг

с другом, что позволяет выделить на них породы, относящиеся

к одному и тому же возрасту.

ГЛАВА III

МАГНИТНЫЕ СВОЙСТВА ГОРНЫХ ПОРОД

И МИНЕРАЛОВ

§ 1. Зависимость интенсивности аномалий от магнитных

свойств горных пород

Все породы, входящие в состав земной коры, так же как и

все тела, обладают в большей или меньшей степени магнитными

свойствами, однако магнитные аномалии вызываются только

теми породами, у которых или магнитная восприимчивость или

остаточная намагниченность имеют значения больше некоторых

определенных величин. Эти значения легко установить, поль-

зуясь известным положением магнитостатики, что нормаль-

ная составляющая вектора магнитной индукции В

на поверх-

ности раздела двух сред не терпит разрыва, т. е.

Гч

= В

П2

, (3.1)

где индекс 1 относится к первой среде, а индекс 2 — ко второй.

Внутри намагниченного тела или породы индукция опреде-

ляется уравнением:

= 4nJ

+ H

. (3.2)

Для намагниченного тела Н

является размагничивающим,

полем, равным —NJ

где J

— намагниченность породы нор-

мальная к ее поверхности, а N — коэффициент размагничива-

ния данного тела или породы. Поэтому напряженность поля#

создаваемая этой породой на ее поверхности, будет равна В

' H

=(4n-N)J

. (3.3>

Эта величина является максимальной для данного тела или

породы и будет наблюдаться, если порода выходит на поверх-

ность Земли. Очевидно, что для различных форм залегающей

породы этот максимум будет различный, но не превышающий,

величины 4π/

Так, например, для породы, имеющей форму шара, макси-

мальная напряженность поля Н

на ее поверхности будет

(3.4)

так как коэффициент размагничивания шара

N=^~n.

Такую же величину мы получим, если воспользуемся форму-

лей

заменив в ней магнитный момент шара Ai произведением объе-

ма на намагниченность. Действительно,

(3.5)

Для породы, выходящей на поверхность в виде плоскости

больших размеров, над центром ее напряженность поля выра-

зится как

(3.6)

так как коэффициент размагничивания плоскости равен 2л.

Величина 4л7

является максимально возможной, величиной

аномального поля. Так как существующая измерительная аппа-

ратура позволяет измерять изменение вертикальной составляю-

щей не менее нескольких гамм (5 ч- 10γ), то минимальное зна-

чение намагниченности /

щ, которой должна обладать порода,

способная вызвать аномальное поле, определится из условия:

4я/

щ= 10· 10~

э, откуда /

т1п

· 10~

СГС.

Так как напряженность земного поля не превосходит 0,5 э, то

min

минимальная магнитная восприимчивость Xmin=

—jj—

должна

быть не менее чем 2 -10

-5

СГС. Вот почему для интерпретации

аномалий очень важным является знание величин магнитных

свойств горных пород.

Многие горные породы, как показывает опыт, обладают фер-

ромагнитными свойствами, хотя величина магнитной восприим-

чивости у них имеет порядок, одинаковый с порядком для пара-

магнитных тел. Ферромагнетизм горных пород вызывается в

большинстве случаев наличием в них минералов, содержащих

те или иные соединения железа.

К таким минералам относится магнетит или магнитный же-

лезняк

(FeOFe

);

пирротин

(Fe

+i);

ильменит

(FeOTi0

);

титаном а гнетит

(Ti

04)

; гематит — окись железа

(aFe

);

маггемит

(YFe

Магнитные свойства горных пород

[Гл.

III

Наиболее магнитным и наиболее распространенным в при-

роде является магнетит, который и обусловливает в большин-

стве случаев ферромагнитные свойства горных пород.

Ферромагнитные свойства характеризуются магнитной вос-

приимчивостью, остаточной намагниченностью J

и коэрцитив-

ной силой Н

. Остаточная намагниченность в ферромагнитных:

телах появляется в результате действия на них когда-то по-

стоянного магнитного поля. Поэтому казалось бы, что горные

породы не могут иметь остаточной намагниченности, так как.

магнитное поле Земли едва ли было когда-либо большим, чем

в настоящее время. Между тем еще со времен древней Греции

известно, что некоторые горные породы, как, например, магнит-

ный железняк, обладают большой остаточной намагничен-

ностью, которой до открытия Эрстеда (1820 г.) пользовались для

намагничивания стальных стрелок и других постоянных маг-

нитов.

В настоящее время многочисленными опытами установлено,

что все ферромагнитные породы обладают в большей или мень-

шей степени остаточной намагниченностью, и все наблюдаемые

аномалии в большей своей части обусловлены наличием в гор-

ных породах остаточной намагниченности 1

Условимся в дальнейшем называть намагниченность поро-

ды,

вызванную действием земного магнитного поля, индук-

тивной Намагниченностью и обозначать через Jj,

а постоянную намагниченность — естественной остаточ-

ной и обозначать ее через J

, тогда общая намагни-

ченность J будет геометрической суммой той и другой, т. е.

J=J

+ J

или J = xH + J

Л1агнитная восприимчивость для монокристаллов зависит

от направления кристаллографических осей, а для поликри-

сталлов, к которым относятся горные породы, эта зависимость

исчезает, и поэтому горные породы и минералы можно рассма-

тривать как изотропные. Однако и в этом случае κ является

функцией направления, так как намагниченность тел зависит от

их формы, и поэтому за исключением шара, который является

симметричным относительно любой оси, проходящей через его

центр, магнитная восприимчивость будет различной по различ-

ным направлениям. Эта зависимость, .как мы видели, опреде-

ляется соотношением

(1.10).

Из этого следует, что вектор J в горных породах в общем

случае может не совпадать с направлением вектора Η и отли-

чаться от него на некоторый угол в зависимости от формы зале-

гающей породы.

Для пород, у которых истинная магнитная восприимчивость

невелика, порядка 10~

и меньше, произведение κΝ не превосхо-

Ферромагнитные

минералы

дит

0,01, так как

максимальное значение коэффициента размаг-

ничивания

Ν = 4π,

поэтому

им

можно пренебречь

и,

следова-

тельно,

κ'=κ,

т.

е.

кажущаяся восприимчивость равна истинной

и не

зависит

от направления намагничивания.

Такие породы намагничиваются

по

направлению магнитного

поля,

величина

/ = Υ.Ν в

каждой точке имеет одно

и то же

значение,

т. е.

намагниченность пород является однородной.

Породы

же, у

которых истинная магнитная восприимчивость

более

чем 10~

намагничиваются неоднородно,

так как

коэффи-

циент размагничивания

зависит

не

только

от

направления,

но

от

положения точки внутри тела. Наименьшее значение

он

имеет

центральных точках тела, наибольшее

—

вблизи поверх-

ности. Однако

при

решении задачи

нахождении магнитного

поля, создаваемого намагниченными породами,

достаточной

для практики точностью можно считать,

что все

породы,

как

слабо магнитные,

так и

сильно магнитные, намагничиваются

однородно.

Породы

минералы

по их

магнитным свойствам можно под-

разделить

на три

основные группы: ферромагнитные минералы,

принадлежащие

классу ферритов, изверженные породы

оса-

дочные. Метаморфизованные могут входить

как в

группу извер-

женных,

так и в

группу осадочных.

Ниже дается краткое описание магнитных свойств минера-

лов

горных пород. Более подробные сведения можно найти

книге Нагата

[48].

Ферромагнитные минералы

Магнетит

(FeO-Fe

03)—минерал,

чрезвычайно распро-

страненный

природе

виде магнетитовых

руд и

вкраплений

в различных кристаллических

осадочных породах.

естест-

венном состоянии

все

магнетиты,

каком

бы они

виде

ни

были,

имеют остаточную намагниченность

являются

большинстве

случаев причиной магнитных аномалий. Чистый магнетит пред-

ставляет кристалл,

как

указывалось выше, кубической формы,

относящийся

классу ферритов.

Кристаллы магнетита обладают,

так же как и

кристаллы

ферромагнитных металлов, свойствами магнитной анизотропии,

т.

е. по

различным осям имеют различные магнитные свойства.

Так,

по

диагонали куба (тройная

ось

симметрии) насыщение

достигается

более слабых магнитных полях,

направлении

же ребер куба (четверная

ось)

насыщение имеет место

полях,

в десять

раз

больших,

и,

наконец,

направлении диагонали

Магнитные свойства горных пород

грани куба (двойная

ось)

насыщение требует промежуточного

поля. Следовательно, тройная

ось

является осью легкого намаг-

ничивания,

четверная

—

осью трудного намагничивания, тогда

как

кристалла чистого железа четверная

ось

является осью

легкого намагничивания,

тройная

—

осью трудного намагни-

чивания. Точка Кюри магнетита

578°

С.

Рис.

41.

Основные кривые намагничивания кри-

сталла магнетита

для

различных осей симметрии.

1—вдоль

легкой

оси;

2—вдоль промежуточной;

3—вдоль

трудной

осн.

На

рис. 41

приведены кривые намагничивания кристалла

магнетита

для

различных осей симметрии

при

комнатной тем-

пературе. Рисунок показывает,

что

насыщение

по оси

легкого

намагничивания достигается

поле напряженностью около

300 э и

равно

430 СГС, т. е.

почти

четыре раза меньше насыще-

ния железа.

По оси же

трудного намагничивания

для

насыщения

требуется поле значительно большее. Начальная

же

магнитная

восприимчивость чистого магнетита порядка восьми единиц

СГС,

остаточная намагниченность

для

тройной

оси 7

=80,

для двойной

= 70 и

четверной

= 90 СГС.

Магнетитовые руды, состоящие

большей своей части

из

магнетита, имеют поликристаллическую структуру,

поэтому

магнитные свойства

их не

зависят

от

направления намагничи-

вания. Ввиду различного характера примесей, содержащихся

в таких рудах, взятых

из

различных месторождений, магнитные

свойства

их

имеют также различный характер.

Ферромагнитные минералы 97

На рис. 42 представлены кривые намагничивания магнетитов

для четырех различных месторождений.

Рис. 42. Кривые намагничивания (основные и гистерезисные)

магнетитов для четырех различных месторождений.

а—образец, взятый с Кольского полуострова;

б—образец

с горы Высокой

(Урал);

β — образец с горы Темир-Тау (Урал); г — образец уральского проис-

хождения,

точное месторождение которого неизвестно.

При этом первый образец содержит 45% магнетита, второй-

40%,

третий —60% и четвертый — 50%. Остальные проценты па-

дают на кристаллические включения немагнитного характера.

7 Ε. М. Яновский

Магнитные свойства горных пород

[Гл.

III

Таблица

Магнитные характеристики

Образцы

Магнитные характеристики

а б в

Начальная магнитная восприимчи-

1,9

0.2 0,9

1,9

0,25

Остаточная намагниченность

4,1

7,0

Коэрцитивная сила

эрстедах

. 30 20 7,2 40

Насыщение

100 150

Сравнение этих кривых

кривой чистого магнетита показы-

вает, насколько меняются свойства магнитных

руд в

зависимо-

сти-

от их

минералогического состава. Этим кривым соответ-

ствуют следующие основные магнитные

характеристики данных четырех образ-

цов магнетита (см. табл.

5).

2. Гематит (а—Fe

) — одна

из

раз-

новидностей соединения

представ-

ляет собой кристалл ромбоэдрической

си-

стемы,

котором ионы железа

+++

раз-

мещены вдоль большей диагонали ромба,

как показано

на рис. 43,

ионы

же

кисло-

рода

О— в

узлах решетки. -Магнитные

моменты попарно направлены

противо-

положные стороны, поэтому полностью

компенсируют друг друга. Такие образцы

гематита принадлежат

чистым антифер-

ромагнетикам,

что и

подтверждается

на

опыте

отношении магнитной восприим-

чивости, которая,

как

указывалось выше,

порядка Ю-

—

Ю-

СГС.

Однако

тот же

опыт показывает,

что

все гематиты,

как

искусственно приготов-

ленные,

так и

естественные, обладают

ясно выраженными ферромагнитными

свойствами.

Так, по

исследованиям

Ше-

валье и Матье [93] и Рокэ [J37], кристаллы

гематита имеют коэрцитивную силу около

7600

э.

Гематитовая руда, содержащая

гематит

от 40 до 90%,

также отличается большой величиной

коэрцитивной силы, которая достигает сотен

тысяч эрстед,

всегда имеет остаточную намагниченность, которая

на

много

по-

рядков превосходит индуктивную намагниченность

земном маг-

нитном поле.

Рис.

43.

Модель кри-

сталла о-гематита.

1 —

атомы кислорода;

2 —

атомы железа Fe^"*";

Ζ —

атомы железа

+ "

Ферромагнитные минералы 99

Для характеристики ферромагнитных свойств гематитовых

руд в табл. 6 приведены значения /

соответствующие

максимальному полю Н

для различных руд, и, кроме того, на

рис.

44 даны кривые намагничивания для одной из этих руд.

Рас. 44. Кривые намагничивания образца гемати-

товой руды.

Табл. 6 и рис. 44 ясно показывают принадлежность этих ге-

матитов к ферромагнитной группе материалов.

Окончательного объяснения причины такого явления до снх:

пор еще не получено. По всей вероятности, как утверждает

Неель [131], ферромагнитные свойства гематитов обязаны нвлн^

чию в них магнетита. Однако некоторые авторы склонны объяс-

нить это явление дефектами кристаллической решетки, благо^

Даря которым некоторые атомные магнитные моменты остаются;,

нескомпенсированными [94].

100

Магнитные свойства горных пород

[Гл.

III

Таблица

Наименование породы

и месторождения

Химический

состав

Гематитовая руда

из

Карелин

(Тулом-озеро)

89,8

FeO

0,8

Ti0

0,5

1830

400

0.3

0,037

480

188

Железняк горы Магнитной

92,76

FeO

0,98

TiO

0,16

3500

280

0,67 185

Железные кварциты неизвест-

ного месторождения

Fe,0

40,5

FeO

0,46

TiO

0,02

3500

280

0,24

0,03

185

Магнетит порошкообразный,

выделенный

из

руды

400

0,09 130

Окись железа, искусственная

98,98

400 0,03

80,0

Обширное исследование магнитных свойств магнетитов

и ге-

матитов

последнее время было произведено Рокэ [137].

3. Маггемит

(у

— ЁегОз) является второй разновидностью

окисла железа

кристаллы которого принадлежат

куби-

ческой системе типа инверсионной решетки шпинели

обладают

уже свойствами ферритов. Маггемит

во

многом сходен

магне-

титом,

что

объясняется большим соответствием

их

решеток.

Четыре молекулы маггемита образуют

решетке

три

молекулы

вида

Fe . 0

[4(Fe

0s) =3(Fe

О4)],

т. е.

почти

три

молекулы

маг-

/з

нетита; следовательно, решетка маггемита является искажен-

ной решеткой магнетита.

Структура маггемита мало стабильна,

поэтому

природ-

ном состоянии маггемит встречается редко.

При

повышении тем-

пературы

(при

температуре 275° С) маггемит переходит

гема-

тит необратимым образом;

эта

неустойчивость объясняется

не-

совершенством

его

решетки

(на

каждые

три

молекулы магне-

тита

решетке нехватает одного атома железа).

Вследствие неустойчивого состояния маггемита

до сих пор

не удалось определить

его

точку Кюри

из

непосредственных

на-

блюдений,

лишь косвенные определения дают значение

67б°С.

Насыщение маггемита,

по

исследованиям Вейса

Форрера

[154], составляет

J =

83,5 СГС.

4. Титаномагнетиты представляют собой твердые растворы

магнетита

04 и

соединения

TiFe

различных пропорциях.