Яновский Б.М. Земной Магнетизм. Том 2

Подождите немного. Документ загружается.

Устойчивость

во времени намагниченности

является полностью или частично той, которая имела место а

момент ее образования.

Таким образом, необходимо, в каждом исследовании магнит-

ной стабильности строго устанавливать, по отношению к каким

воздействиям она понимается н изучается.

Опыты показывают, что остаточная намагниченность любого

ферромагнетика может меняться под воздействием внешних

магнитных полей — постоянных и переменных, упругих дефор-

маций, температуры, химических и минералогических изменений

ферромагнетика, а также релаксационных явлений внутри ве-

щества, проявляясь в виде вязкой намагниченности.

Поэтому магнитная ста-

бильность может определяться

стабильностью по отношению

к каждому из этих воздействий

и иметь при этом свою соб-

ственную природу.

Так, опытом и практикой

доказано, что критерием ста-

бильности по отношению к

магнитным полям и упругим

деформациям, а также изме-

нениям температуры в неболь-

ших интервалах может слу-

жить коэрцитивная сила мате-

риала Н

, если остаточная на-

магниченность возникла в ре-

Ри

^ 36- Разрушающее поле Н

зультате намагничивания в по-

ле насыщения или в результате эквивалентного ему идеального

или термоостаточного намагничивания.

Для пород, у которых естественная остаточная намагничен-

ность /„ меньше Ю

-2

— Ю

-3

СГС, экспериментальные определе-

ния величины Н

становятся очень затруднительными. В этом

случае в качестве критерия стабильности была предложена [52]

величина размагничивающего поля Н, после действия которого

остаточная намагниченность /

делается равной нулю. Эта ве-

личина H получила название разрушающего поля и обозна-

чается через Не. Из кривых обратного хода, представленных на

рнс.

36. видно, что Не всегда должна быть больше Н

, и разница

Не—Н

тем больше, чем меньше угол наклона гистерезисной

кривой к оси абсцисс. Величина же этого угла зависит, в свою

очередь, от коэрцитивной силы; чем больше Н

, тем меньше угол

наклона. Поэтому разность

'—Н

увеличивается с увеличе-

нием Н

. Чем больше величина коэрцитивной силы или разру-

шающего поля Не, тем устойчивее должна быть порода по отно-

6 Б. М. Яновский

82 Основы теории ферромагнитных явлении

[Гл.

шенню к указанным факторам. Однако указать минимальную

величину Я

, выше которой J

может считаться стабильной,

очень трудно, так как для каждой породы она может быть раз-

личной в зависимости от тех условий, в которых она нахо-

дилась.

Пределами же, в которых лежит минимальное значение Н

для всех пород, могут служить

20—50

э. Эти пределы являются

ориентировочными, но верхняя граница 50 э, видимо, вполне

реальна, так как во всех работах по изучению стабильности нет

указаний, что породы, имеющие Я

>50 э, были бы неустой-

чивы. Так, например, в работах Г. Н. Петровой и В. А. Жиляе-

вой [53] предлагается за критерий устойчивости принять вели-

чину разрушающего поля, равную 40 э.

Вторым примером стабильности по отношению магнитных

полей служит начальная амплитуда переменного магнитного

поля

Нт>

при которой образец полностью размагничивается.

Из анализа теоретических кривых, .приведенного в § 1, гл. I»

можно видеть, что для размагничивания образца переменным

магнитным полем с убывающей до нуля амплитудой требуется

значительно большая начальная амплитуда, чем при размагни-

чивании постоянным полем, напряженность которого должна

быть равна разрушающему полю Я/.

Поэтому при построении кривых, размагничивания, показы-

вающих зависимость остаточной намагниченности J

от величи-

ны размагничивающего поля, которой в случае переменного

поля является начальная амплитуда Н

, кривая переменного

поля идет значительно выше, чем постоянного, что можно видеть

на рис. 6.

Этот факт Сам по себе не дает еще никаких указаний на то,

какой из критериев (Я/или Н

) является более надежным или

более удобным для практического использования. Однако, как

было показано на рис. 6, кривые зависимости /

от Н

могут

давать указание о предыдущей магнитной истории образца, т. е.

подвергался ли образец после своего намагничивания действию

постоянных или переменных полей. Так, если намагниченный

образец был частично размагничен переменным полем с на-

чальной амплитудой Н°

, то кривая размагничивания для зна-

чений Я,„ в пределах от 0 до Я°

будет представлять прямую,

параллельную оси абсцисс, т. е. действие переменных полей с

амплитудой меньше Н°

не будет оказывать никаких действий

на остаточную намагниченность.

Устойчивость во времени намагниченности

Если же образец был размагничен частично постоянным по-

лем #о,

°.

как

было показано на рис. 6, кривая размагничива-

ния переменным полем должна пойти вверх„от, оси абсцисс и,

достигнув максимума при Н

, близком к Н

, начать спускаться

вниз.

Таким образом, кривая размагничивания переменным полем

в этом отношении является более показательным критерием

устойчивости /

, чем кривая размагничивания постоянным по-

лем, и поэтому при исследованиях на стабильность естественной

остаточной намагниченности /

горных пород необходимо

строить такую кривую.

Стабильность же по отношению к остальным факторам, та-

ким как температура выше 80—100° С, время τ (релаксацион-

ный процесс), химические и минералогические изменения, имеет

совершенно другой характер и поэтому должна определяться

таким параметром, который вытекает из самого характера из-

менения /

под влиянием указанных факторов.

При нагреваниях намагниченного образца выше 50—100° С

происходят изменения J

обратимого и необратимого характера.

Первые связаны с изменением внутренней энергии ферромагне-

тика и подчиняются закономерностям, показанным на графиках

рис.

10. Вторые являются следствием структурных и химиче-

ских изменений, которые протекают с большей скоростью при

высоких температурах. Ясно, что чем меньше эти изменения

с температурой, тем более устойчивым является образец в отно-

шении действия температур. Поэтому критерием устойчивости

в этом случае должно являться поведение образца при нагрева-

ьии и охлаждении его в отсутствии внешнего поля. Такое пове-

дение характеризуется кривыми размагничивания, показываю-

щими зависимость J

или J

от температуры и представленными

на рис. 37. Критерием устойчивости здесь служит характер са-

мой кривой размагничивания, который всегда является выпук-

лым в сторону, противоположную оси абсцисс. Чем больше вы-

пуклость такой кривой, тем более устойчив образец.

Необратимые изменения J

характеризуют ее неустойчи-

вость и определяются повторным нагреванием образца.

Температурная кривая размагничивания, помимо определе-

ния стабильности /

, дает возможность установить состав маг-

нитных компонентов породы, обладающих различными магнит-

ными свойствами.

Если порода содержит два минерала А и В с различными

точками Кюри и Р, то при нагревании частицы минерала А,

имеющего <7*, будут терять свою /

быстрее, чем частицы

минерала В, и при

Т=Т*

полностью размагнитятся. Это явле-

Основы теории ферромагнитных явлений

[Гл.

Рис.

38.

Кривые размагничивания образца,

содержащего магнетит

тиганомагнетит,

при нагревании.

Рис.

37.

Кривые размагничивания естественной оста-

точной намагниченности

при

нагревании.

Устойчивость

во

времени намагниченности

кие отразится

на

кривой размагничивания

тем, что при

Т=Т*

кривая будет иметь точку перегиба.

На рис. 38

приведе-

ны графики размагничивания образца горной породы, содержа-

шей магнетит

титаномагнетит. Точка

соответствует точке

Кюри титаномагнетита.

В случае релаксационных процессов, одним

из

которых,

по

всей вероятности, является магнитная вязкость, изменение

/ в

зависимости

от

времени должно подчиняться логарифмическому

закону,

т. е.

должно иметь место следующее соотношение:

(2.70)

где

κ —

магнитная восприимчивость, τ—время релаксации.

Следовательно,

для

данного случая критерием стабильности

должна явиться величина

τ.

Однако, несмотря

на

наличие теоретической зависимости

от

известных

нам

параметров, данной Неелем [131], численное

значение

τ до

сего времени

нам не

известно

ни для

одной

из

горных, пород

по тем

причинам, которые были указаны выше,—

невозможность постановки эксперимента.

Закономерности изменения

вызванного структурными

химическими превращениями,

настоящее время

еще не

уста-

новлены из-за отсутствия экспериментальных данных.

Этот вопрос находится

еще в

стадии изучения,

поэтому

рекомендовать какой-либо критерий стабильности

по

отноше-

нию

таким изменениям

не

представляется возможным.

Ввиду отсутствия единого критерия стабильности естествен-

ной остаточной намагниченности

необходимости решать

во-

прос

о том,

сохранила

ли

порода свою намагниченность

с мо-

мента своего образования, некоторыми исследователями были

предложены методы решения этого вопроса чисто эмпириче-

ского характера.

Так,

по

предположению

Т.

Нагата [124], критерием устойчи-

вости

изверженных пород может служить отношение наблю-

даемой величины остаточной намагниченности породы

вели-

чине

получаемой

лаборатории путем остывания породы

магнитном поле Земли. Если отношение лежит

пределах

от

0,5 до 1,5, то

породу

(по Т.

Нагата), можно считать стабильной.

Для осадочных пород критерием устойчивости

предло-

женным

Дж.

Грехемом [107], может явиться состояние направ-

лений

образцов, взятых

из

различных мест складчатой

породы, после того

как эти

образцы будут приведены

горизон-

тальное положение. Схема такого опыта показана

на рис. 39.

Оба

эти

метода основываются,

как это

нетрудно видеть,

на

теории вероятности.

Так,

например, мало вероятно, чтобы

на-

Основы теории ферромагнитных явлений

[Гл.

Рис. 40. Зависимость направления остаточной намагниченности от

глубины залегания (по Храмову).

а — в меридиональной плоскости; б — в горизонтальной плоскости.

Рис. 39. Критерий магнитной ста-

бильности по Грехему.

Причины обратной намагниченности

правления намагниченности в складчатой породе самопроиз-

вольно менялись так, чтобы после распрямления складки они

приняли одинаковое направление.

§ 13. Причины обратной намагниченности горных пород

Под обратной намагниченностью горных пород понимается

намагниченность J

, составляющая с направлением намагни-

чивающего поля угол, близкий к 180°. Намагниченность /

близкую по направлению с намагничивающим полем, будем на-

зывать прямой, или нормальной.

Наблюдения последних лет показывают, что земная кора

содержит в своем составе с равной вероятностью породы как

с нормальной, так и с обратной намагниченностью. Примером

могут служить результаты измерений /

и J*r, произведенных

А. Н. Храмовым [73] с образцами осадочных пород западной

Туркмении. Образцы были взяты из различных разрезов в

грех районах, отстоящих друг от друга на расстоянии 160—

300 км. Измерения показали, что осадочные породы до глубины

600 м имеют поочередно то прямую, то обратную намагничен-

ность. На рис. 40 дан график зависимости углов / и Д между

направлением земного поля и остаточной намагниченностью по-

роды в меридиональной и горизонтальной плоскостях.

График ясно показывает периодические чередования поло-

жительных и отрицательных значений этих углов.

Такое же чередование прямой и обратной намагниченности

наблюдается и в изверженных породах; примером этого яв-

ляются наблюдения Л. Е. Шолпо и В. В. Кочегуры [36] над

дальневосточными базальтами.

Таким образом, явление обратной намагниченности горных

пород не случайное, а такое же распространенное, как и явле-

ние прямой или нормальной намагниченности.

Причинами такого явления могут быть самопроизволь-

ное намагничивание, противоположное намагничиваю-

щему полю, и инверсия магнитного поля Земли, т. е.

быстрый в геологическом смысле поворот магнитной оси Земли

на 180°.

Самопроизвольное намагничивание в обратном направлении

может происходить как мгновенно, так и в течение того или

иного промежутка времени, который может исчисляться мно-

гими миллионами лет.

Рассмотрим, с точки зрения современной теории ферромаг-

нетизма, существование возможности обратного намагничива-

ния. Если порода имеет в своем составе один какой-либо ферро-

магнитный минерал, однородно рассеянный в немагнитной по-

роде, т. е. представляет собой однофазную систему, то при дей-

Основы

теории

ферромагнитных

явлений

[Гл.

ствии

на нее

поля

она

может намагничиваться лишь

направ-

лении поля.

Это

утверждение вытекает непосредственно

из са-

мой структуры ферромагнетиков

законов намагничивания,

рассмотренных

в § 5. При

этом никакие внешние воздействия

немагнитного характера, такие

как

температура, упругое напря-

жение,

не

могут изменить направления намагниченности.

ОНИ

могут лишь повлиять

на ее

величину, увеличив

или

уменьшив ее.

Если

же

порода представляет собой многофазную систему,

т.

е.

состоит

из

нескольких минералов, обладающих различными

магнитными свойствами,

то

возможность обратной намагничен-

ности делается вероятной.

Положим,

что

имеется

два

ферромагнитных образца

А и В

расположенных рядом друг

другом,

пусть объем одного

из

них

, а

другого

;

точки Кюри

ц Т

, при

этом

>Т

Если

поместить

их в

постоянное магнитное поле

Я и

нагревать

до

тем-

пературы несколько выше

, то

после охлаждения

до

темпера-

туры

образец Л намагнитится

до

величины

J{T

н), и

его магни-

тостатическая энергия станет равной

Ч2^А^Т

Н,

где N

—

коэффициент размагничивания образца

А, и, как мы

видели,

больше энергии магнитной Я/

(хА

щ. Вследствие этого образец

окажется

магнитном поле образца

А,

равном

= Я

—

TAH

которое направлено противоположно полю

Я, и при

дальнейшем охлаждении ниже точки

будет намагничиваться

в направлении этого поля,

т. е.

противоположно

Я.

Общий магнитный момент

такой системы после охлажде-

ния

до

комнатной температуры, очевидно, выразится

как

раз-

ность магнитных моментов образца

А и

образца

В.

Если пре-

небречь взаимодействием обоих образцов

при

охлаждении ниже

точки 7'в,

то

(2.71)

Следовательно, чтобы

было отрицательным, необходимо,

чтобы

(2.72)

или

<> 13]

Причины

обратной

намагниченности

89'

Подтверждение возможности такого рода самообращения:

было получено

опытах

В. В.

Металловой

[44] и М. А.

Грабов-

ского

и А. Н.

Пушкова

[18].

Такой

же

эффект может быть, когда двухфазная система

состоит

не из

двух ферромагнетиков,

а из

большого числа фер-

ромагнитных частиц, одни

из

которых имеют одну точку Кюри,

а другие — иную

и,

кроме того, разные кривые термоостаточ-

ного намагничивания. Условия самообращения будут

те же са-

мые,

что

и для

двух образцов.

Экспериментально такое самообращение

горных породах,

представляющих трехфазную систему мелких ферромагнитных

зерен, было обнаружено

Т.

Нагата

[122] на

дацитовых лавах

вулкана Харуна. Охлаждая

эти

лавы

земном поле,

он

получил

обратную намагниченность, равную

= —0,12 СГС.

Химиче-

ский анализ этих

лав дал

следующие результаты:

—57,9%,.

FeO

—

34,7% и

ТЮ

—

7,4%, а

распыление

при

высоких темпе-

ратурах позволило выделить

три

рода зерен, размер которых

колебался

от 3 до 5 мк.

Сильномагнитные зерна, названные

А,

имели точку Кюри около 500—530° С, зерна

—ниже 300°

С и

слабомагнитные зерна

—

выше 500°

С.

В случае, когда двухфазная система, состоящая

из

зерен

и зерен

В, не

удовлетворяет неравенству

(2,72),

общая намагни-

ченность получается совпадающей

направлением земного

поля

И,

хотя фаза

В и

имеет направление намагниченности,

противоположное полю

Однако

течением времени фаза

вследствие химических

физических процессов может

из

маг-

нитной переходить

немагнитную,

результате чего намагни-

ченность породы становится отрицательной. Такой механизм

самообращения хотя

возможен, экспериментального под-

тверждения

еще не

получил.

Третья возможность механизма самообращения была

уже

рассмотрена

в § 9, где

описывались магнитные свойства ферри-

тов,

среди которых

был

указан механизм замещения магнитных

ионов

и Fe

+++

подрешетках

А и В

ионами других метал-

лов.

Наконец, возможен

четвертый механизм, когда намагни-

ченность (спонтанная) подрешеток

А и В в

ферритах JSA H

имеет различную температурную зависимость.

Так как

спонтан-

ная намагниченность ферритов

=JSA—

JBB,

то при

измене-

ниях температуры

может изменяться

от

положительных зна-

чений

до

отрицательных, если изменения JSA

JBB

С температу-

рой имеют различный характер. Экспериментально такой меха-

низм обнаружен лишь

хромолитиевых ферритов (LiCrFeOâ)

[105].

Все четыре механизма самообращения были теоретически;

Основы теории ферромагнитных явлении

[Гл.

рассмотрены Неелем в 1951 г. [130] до появления опытных ре-

зультатов.

Таким образом, возможность естественного самообращения

остаточной намагниченности горных пород и теоретически, и

экспериментально доказана, тем не менее вопрос об истинной

причине в наблюдаемых явлениях обратной намагниченности

окончательно еще не решен.

Имеется много фактов, которые очень трудно объяснить

с точки зрения любого из указанных механизмов самообра-

щення.

Одним из таких фактов является наличие обратной естест-

венной намагниченности у пород одного и того же возраста на

больших пространствах земного шара и периодическое чередо-

вание J

И J

на всем земном шаре "у одновозрастных пород.

Поэтому наряду с гипотезой самообращения остаточной на-

магниченности горных пород в настоящее время на одинаковых

правах существует и гипотеза инверсии магнитного поля Земли.

По этой гипотезе большинство случаев обратной намагниченно-

сти объясняется инверсией магнитной оси Земли, т. е. поворотом

ее на 180°, в предположении, что в одни геологические эпохи

земная магнитная ось имела одно направление, а в другие —

противоположное

§ 14. Палеомагнитный метод корреляции и расчленения

осадочных толщ

В предыдущем параграфе было указано, что остаточная на-

магниченность

п.

горных пород при прослеживании ее от по-

верхности до глубин, доступных наблюдению, меняет свое

направление от одного слоя к другому на сравнительно неболь-

шом протяжении почти на 180° (см. рис. 40). Предполагая, что

такие резкие изменения направления связаны с изменениями

направления магнитного момента земного шара в определенные

геологические эпохи, А. Н. Храмов [73] предложил новый метод,

названный им палеомагнитным, корреляции и расчле-

нения осадочных толщ по наблюдениям J

в разре-

зах, отстоящих на любых расстояниях друг от друга.

Действительно, если в какой-либо геологический момент

времени произошло изменение знака магнитного момента Зем-

ли,

то осадочные породы, образовавшиеся до этого момента,

будут намагничены в одном направлении, а после этого— в дру-

гом. Поэтому граница, разделяющая породы одного направле-

ния J

и другого, должна прослеживаться по всей поверхности

земного шара. Наблюдая эту границу в различных точках зем-

ной поверхности, можно, таким образом, установить 'соответст-

вие (корреляцию) в одновременности образования пород в этих

точках.