МАГНИТНЫЕ СВОЙСТВА МИНЕРАЛОВ И ГОРНЫХ ПОРОД

Работа добавлена:






МАГНИТНЫЕ СВОЙСТВА МИНЕРАЛОВ И ГОРНЫХ ПОРОД на http://mirrorref.ru

МАГНИТНЫЕ СВОЙСТВА МИНЕРАЛОВ И ГОРНЫХ ПОРОД

5.1. Магнитные свойства минералов

    Основными носителями естественной остаточной намагниченности горных пород являются природные минералы, которые относят к ферримагнетикам или антиферромагнетикам. Их принято называть просто ферромагнетиками, или ферромагнитными минералами.

    Магнетизм магматических, осадочных и метаморфических горных пород обуславливается в основном ферромагнитными минералами. Практически все эти минералы относятся к классу окислов, входят в группы магнетита, гематита и ильменита. Носителем ферромагнетизма в метасоматических, осадочных и сульфидных месторождениях является пирротин.

     Ферромагнитные минералы охватывают довольно большое число минеральных видов и разновидностей. Систематизация природных ферромагнетиков выполнена минералогами и опубликована в минералогических справочниках и учебниках /22/. Выделены следующие классы минералов: самородные элементы, окислы и гидроокислы, карбонаты и сульфиды. Приведем их основные характеристики.

    К самородным элементам относят железо. По условиям происхождения  различают теллурическое (земное) железо, железо метеоритное и лунное (космическое). Теллурическое железо редко образует крупные скопления, встречается в виде мелких зерен в изверженных, метаморфических и осадочных породах. Магнитные свойства железа земного происхождения практически изучены слабо. Температура Кюри железаТк равна 770оС.  Степень изученности магнитных свойств метеоритного и лунного железа тоже недостаточная.

К классу сложных окислов относится магнетит.МагнетитFeFe2O4– один из наиболее распространенных ферромагнитных минералов, встречающихся в различных изверженных горных породах (кислых, щелочных, основных, ультраосновных) и месторождениях различных генетических типов. Магнетит является основным в магматических месторождениях, приуроченных к кислым и щелочным породам типа сиенитов; в месторождениях, связанных с пегматитами; в контактово-метасоматических месторождениях; в гидротермальных месторождениях; месторождениях, возникающих при региональном метаморфизме осадочных железных руд. Разновидности магнетита: титаномагнетит, хроммагнетит и др. Синоним: магнитный железняк. Магнетит является основной рудой железа.

    Магнитные свойства магнетита достаточно хорошо изучены.  Ферримагнитные свойства обусловлены антипараллельным расположением магнитных моментов спинов и подрешеток. Точка КюриТк=578оС, намагниченность насыщенияJs = 480 10–3 А/м. Критические размеры доменов магнетита 0.01-0.1 мкм и 10-20 мкм. Присутствие в горных породах однодоменных зерен магнетита обеспечивает их стабильную термоостаточную намагниченность этих пород. В природе магнетит - важная составляющая, участвующая в формировании твердых растворов минералов типа маггемита и др.

Маггемит γ-Fe2O3 образуется в железных шляпах при низких температурах в процессе окисления магнетита и других ферримагнетиков. Встречен в лавах. Обычной формой нахождения этого минерала в природе являются прожилковые и петельчатые выделения. Маггемит термически не устойчив. При температуре выше 220-300оС необратимо переходит в гематит. Сильно магнитен. Удельная намагниченность маггемита равна 85 Ам2/кг.

    Титаномагнетит. Минерал представляет собой твердый раствор магнетита и ульвошпинели. Существование твердых растворов зависит от температуры: чем выше температура, тем устойчивее минерал, а при снижении температуры равновесие твердого раствора нарушается, составы становятся неустойчивыми. Увеличение содержания кислорода приводит к появлению титаномаггемитов (γ =Fe2O3).

     ГематитFe2O3  является весьма распространенным минералом, он  встречается  в горных породах и рудах различного генезиса: в кислых и средних изверженных породах обычно в качестве акцессорного минерала, в метаморфических и осадочных породах как породообразующий минерал. В некоторых железорудных месторождениях гематит является основным компонентом руд.

    Гематит – низкотемпературнаяα-фаза магнетита, обладающая  при идеальной антиферромагнитной структуре слабым ферромагнетизмом. В интервале температур 0≤Т≥250оК гематит становится скомпенсированным антиферромагнетиком. Отличительными чертами гематита как носителя магнитных свойств горных пород является его высокая магнитная жесткость и высокая температура Кюри. Гематит обладает слабой спонтанной намагниченностью, ему свойственна одноосная анизотропия. Намагниченность насыщенного гематита равна 0.36 А м2/кг (по данным исследования в Японии). Магнитная восприимчивость гематита обнаруживает закономерное изменение в зависимости от размера зерен.  Образцы магматических и метаморфических пород с тонкозернистым гематитом обладают очень высокой магнитной стабильностью.

ИльменитFeTiO3 является ранним минералом многих изверженных пород, преимущественно основного и, реже, кислого состава: габбро, андезитов, диоритов и др. Широко проявлен в титаномагнетитовых рудах, а также пегматитах. Ильменит обладает антиферромагнитной структурой, при комнатной температуре парамагнитен. В естественных условиях часто встречается совместно с гематитом, образуя структуры распада.

    В классе сульфидов, магнетизм которых представляет интерес для исследователей, выделяют подкласс простых и сложных сульфидов. Рассмотрим свойства пирротина – наиболее распространенного в природе минерала подкласса сульфидов.

    ПирротинFe1-xS (FeS1+x)входит в состав сульфидов железа, отличающихся последовательным увеличением молекулярного содержания серы. При увеличении содержания серы у пирротинов наблюдаются обычные ферромагнитные свойства, но имеются данные, позволяющие относить его к нескомпенсированным антиферромагнетикам /20/. Как акцессорный минерал он характерен для различных изверженных и эффузивных пород. В месторождениях медно-никелевых руд (Талнахское, Норильское, Седбери (Канада) и др.) пирротин является важной составляющей руд. Значительные скопления пирротина встречаются в месторождениях контактово-метасоматического типа, в которых он находится в ассоциации с халькопиритом, пиритом и магнетитом. Пирротин – распространенный минерал типичных гидротермальных месторождений. Выделения пирротина обнаружены в осадочных железосодержащих месторождениях. Известны находки пирротина в карбонатах и кимберлитах. Синоним: магнитный колчедан.

    Важный вклад в образование магнетизма горных пород вносят минералы подкласса гидроокислов – гетит и лепидокрокит.

Гетит α -FeOOH, гидрогетит α –FeOOHnH2Oобладают слабыми магнитными свойствами. Все они являются антиферромагнетиками, но благодаря внутренним эффектам кристаллической решетки часто обладают заметной остаточной намагниченностью. Удельная намагниченность составляет

0.1 Ам2/кг.

Лепидокрокитγ-FeOOH часто встречается в ассоциациях с гетитом, гидроокислами железа в зоне окисления железорудных месторождений, а также в глинистых почвах. Лепидокрокит относится к антиферромагнетикам. При температуре 150-250оС он переходит в маггемит.

5.2. Магнитные свойства горных пород

     Магнитные минералы встречаются в горных породах в различных формах. В осадочных породах они присутствуют в виде  мартизированных, гематизированных, гетизированных зерен магнетита, мартита и гематита, тонкорассеянного гематита, маггемита и эпигенетических гидроокисей железа, пирротина, продуктов окисления железосодержащих горных пород, окислов и сульфидов железа.

      В магматических породах магнитные минералы присутствуют в виде идиоморфных зерен первично-магматических минералов – магнетита, титаномагнетита, ильменита, гемоильменита и других продуктов окисления первично- магматических минералов, возникающих в процессе остывания магмы, продуктов позднего метаморфизма и гидротермально-метасоматических процессов.

     В метаморфических и гидротермально-метасоматических породах они присутствуют в виде рудной пыли и зерен в тесной связи с породообразующими железосодержащими минералами – оливинами, пироксенами, амфиболитами и др.

5.2.1.Магнитные свойства магматических пород

Магнитные свойства магматических пород определяет магнетизм их твердой фазы. Высокую и повышенную  магнитную восприимчивость горная порода приобретает за счет наличия в ее составе магнетита, гематита, минералов титаномагнетитовой и гематитовой серий. Указанные минералы возникают практически во всех изверженных породах на разных стадиях магматического процесса. Интрузивные комплексы, включающие в себя породы кислого, среднего, основного и ультраосновного составов, имеют разности от практически немагнитных до сильно магнитных. Магнитная восприимчивость магматических пород варьирует от десятков до нескольких сотен тысяч долей единицы СИ. Значения магнитной восприимчивости возрастают от низких у кислых до высоких у основных и ультраосновных групп пород.

5.2.2. Магнитные свойства метаморфических пород

    Магнитная восприимчивость метаморфических пород изменяется примерно в тех же широких пределах, что и у магматических. Эти породы могут быть как практически немагнитными, так и сильномагнитными. Незначительная магнитная восприимчивость характерна для метаморфических пород, происходящих из практически немагнитных осадочных (глинистые сланцы, кварциты, парагнейсы, мрамор и др.) или из практически немагнитных магматических (гранитогнейсы и др.) пород.

    Очень высокие значения магнитной восприимчивости (свыше 7500 10-5ед.СИ) отмечаются у железистых кварцитов, содержащих вкрапления магнетита и гематита.

   Магнитная восприимчивость метаморфических пород, таких как хлоритовые и тальковые сланцы, гнейсы диоритового состава, находится в пределах 12 – 7500 10-5 ед. СИ. Эти породы происходят из мало обогащенных ферромагнетиками магматических горных пород.

5.2.3. Магнитные свойстваосадочных пород

    Магнетизм осадочных пород в основном связан с магматизмом их главных породообразующих минералов: кварца, полевых шпатов, кальцита, доломита, гипса, ангидрита, галита, силивина, пирита, ильменита, сидерита, хлорита и ферромагнитных минералов: магнетита, маггемита, гематита, гетита, гидрогетита и гидрогематита. Магнитная восприимчивость пород осадочного чехла России находится в пределах от –3 10-5 – 50 10-2 ед. СИ.

    В значительных пределах изменяется магнитная восприимчивость отдельных типов осадочных пород. У глин, аргиллитов, песчаников и алевролитов преобладают разности с низкой магнитной восприимчивостью – в пределах (12 – 125) 10-5 ед.СИ, а у известняков, доломитов и мергелей χ = (1 - 30) 10-5 ед.СИ. Максимальные значения магнитной восприимчивости установлены у песчаников и алевролитов вблизи источников сноса. Наименьшей магнитной восприимчивостью обладают известняки, доломиты, ангидриты, гипсы, каменная соль и угли. У осадочных пород обнаружена очень слабая, но весьма стабильная естественная остаточная намагниченность.

    Предельные значения величин, характеризующие магнитную восприимчивость горных пород, представлены в табл.5.1 /36/.

Таблица 5. 1.

Горная порода

n x 10-5ед.СИ

Горная порода

n x10-5

ед.СИ

Осадочные породы

песчаник

кварцит

алевролит

глина

аргиллит

известняк

доломит

мергель

гипс

ангидрит

каменная соль

Интрузивные породы

дунит

перидотит

серпентинит

габбро

диорит

гранит

гранодиорит

3 – 50. 0

0 – 3.80

3 – 63.00

2 – 200

2 – 12.50

0.15 – 3.0

0.15 – 1.25

0.15 – 2.50

0.15 – 12.5

0.4 – 12.5

0 – 1

1 – 50 000

1 – 50 000

190 – 60 000

1 – 25 000

1 – 15 000

1 – 7500

1 - 7500

Эффузивные породы

базальт

андезит

диабаз

порфир

Метаморфические породы

сланец

амфиболит

гнейс биотитовый

 -. - пироксеновый

гранит

сланец

скарн

Руды

магнетитовые

0 – 25 000

0 – 3800

0 – 15 000

0 – 900

0 – 2---

0 – 1500

0 – 7500

0 – 3800

0 – 3800

0 – 380

0 – 3800

75 000 –

- 1 000 000

5.3. Виды остаточной намагниченности горных пород

Успехи интерпретатора в магниторазведке во многом зависят от объема априорной информации о строении геологического разреза изучаемого месторождения, от знания генезиса формирования залежей и процессов минералогических образований. Сами горные породы тоже представляют собой специфический объект исследования. В них почти всегда содержится некоторое количество зерен ферромагнитных минералов, рассеянных в пара- или диамагнитной основе. Эти зерна обладают способностью сохранять остаточную намагниченность в условиях внешних воздействий, а горные породы, включающие их, становятся источниками магнитных аномалий различной формы.

Носителем магнетизма в любых горных породах являются ферромагнитные минералы, которые в процессе своего образования приобретают значительную намагниченность. Сравнительно сильным остаточным магнетизмомJr обладают ферримагнитные (магнетит, маггемит, пирротин и др.) и антиферромагнитные (гематит) минералы. Они вносят наибольший вклад в аномальные поля. НамагниченностьJr этих минералов, объединенных названием «ферромагнетик», зависит не только от величины намагничивающего поля, но и от множества факторов: температуры, переменного магнитного поля, механических напряжений, времени и химических превращений. Однако все эти факторы оказывают ощутимое действие лишь при наличии внешнего постоянного магнитного поля. Процессы намагничивания под действием указанных факторов идут по своим собственным законам, каждому процессу присвоено свое название. Намагниченность, приобретенная в прошлые геологические эпохи, называется остаточной и обозначаетсяJr. Кроме остаточной намагниченности горная порода имеет еще индуктивную намагниченностьJi, которая зависит от напряженности современного магнитного поляН,

Ji =æН.(5.1)

А вместе они образуют единую намагниченность, равную сумме

J =Jr +Ji.

ОтношениеJr /Jiназывают отношением Кенигсберга,  или факторомQ, оно определяется по формуле

Q =Jr / (æH).                                (5.2)

Рассмотрим закономерности влияния каждого из указанных факторов на возникновение определенного вида намагниченности.

            5.3.1. Термоостаточная намагниченность

Все ферромагнитные минералы, будучи нагретыми выше температуры Кюри, теряют свои ферромагнитные свойства. Если после нагревания охладить породу до комнатной температуры, то она приобретает остаточную намагниченность, направление которой совпадает с направлением внешнего магнитного поля /38/. Эту намагниченность называют термоостаточной и обозначаютJrt.

Ход процесса намагничивания под действием температуры можно проследить, наблюдая за изменением величины намагниченностиJrt при нагревании и охлаждении образца в постоянном магнитном полеН (рис. 5.1). Максимальное значениеJrtприходится на область температур, близких к точке Кюри, после чегоJrtрезко падает, стремясь к нулю в точке Кюри.

При обратном ходе температур кривая намагниченности идет выше первоначальной кривой, резко возрастая в том же интервале температур, в котором наблюдается максимум при нагревании. Ниже этого интервала намагниченность плавно возрастает и при 20 Сo достигает наибольшего значенияJrt.

“|температуры в постоянном магнитном поле

5.3.2. Изотермическая намагниченность

Эмпирические закономерности изотермического процесса намагничивания отражают кривые зависимости намагниченностиJrот намагничивающего поляН.

Рис. 5.2. Технические кривые намагничивания при разных температурах

На рис. 5.2 приведены основные кривые намагничивания при различных температурах, позволяющие судить о характере этого изменения. Кривые носят название основных, или технических кривых намагничивания.

            5.3.3. Идеальная намагниченность

При помещении образца в переменное магнитное поле его намагниченность периодически будет изменяться по гистерезисной кривой.

Рис. 5.3. Ход гистерезисных циклов с уменьшением амплитуды переменного поля от максимального значения до нуля при отсутствии (а) и наличии (б) постоянного магнитного поля

Если амплитуда переменного магнитного поля постепенно меняется от максимального значения до нуля, то гистерезисные циклы также меняются, становясь все меньше и меньше, пока вершины их А и В (рис.5.3,а) не совместятся в начале координат и намагниченность образца не станет равной нулю. Так идет процесс размагничивания образца.

Если такой процесс происходит в присутствии земного постоянного магнитного поляН, то вместо размагничивания образец сильно намагнитится. В этом случае гистерезисные циклы (рис.5.3,б) сдвигаются постоянным полем вправо от оси координат.

Циклы становятся асимметричными, и с каждым периодом ординаты правых вершин циклов А увеличиваются все больше и больше левых. Последние, пройдя через нуль, переходят из отрицательной части в положительную, и обе вершины (А и В) совмещаются в одной точке С. НамагниченностьJui определяемая ординатой С, получила название идеальной намагниченности.

                5.3.4. Химическая намагниченность

    Как во время формирования горной породы, так и в дальнейшем в ней преобразуются магнитные минералы. Если это происходит при высокой температуре, то в последствии, в процессе остывания, порода приобретает термоостаточную намагниченность. Если процесс идет при температуре ниже точки Кюри минерала, то остывание по-разному отражается на остаточной намагниченности. Возможны три варианта:

    1) преобразование магнитного минерала в немагнитный;

    2) образование магнитного минерала из раствора или из немагнитного минерала;

    3) преобразование одного магнитного минерала в другой магнитный минерал.

Реакции первого типа могут привести лишь к исчезновению всей остаточной намагниченности или ее части. При реакциях других типов появляется новый вид остаточной намагниченности, которая получила название химической. Японские геофизики наблюдали появление новой намагниченности при переходеFeO вFeO, а также при переходеFeO вFeO. Они назвали ее химической и обозначилиJrc. Ими установлено, что приобретенная остаточная намагниченность новых минералов была значительно выше изотермической, но ниже термоостаточной и была устойчива к размагничиванию. Данный вид намагниченности имеет право на существование у всех горных пород, содержащих зерна магнетита и гематита, где происходят химические процессы /38/.

5.3.5. Влияние давления на остаточную намагниченность

На протяжении своего существования горные породы всегда подвергаются действию давления, причиной которого могут быть тектонические движения земной коры и сейсмическая ее активность. Давление может быть всесторонним или одноосным. Зарубежные исследователи подвергли горные породы всестороннему сжатию, его величина была равна давлению на глубине 30 км. В результате опыта намагниченность уменьшилась на 50-90%, а оси у начально изотропных магнитных минералов: магнетита, маггемита и гематита, предварительно нормально намагниченных, стали анизотропными в результате действия одноосного давления.

Образующаяся остаточная намагниченность после приложения и снятия постоянного статического давления в присутствии магнитного поля на ферромагнетики названа пьезоостаточной. Намагниченность, приобретенная в результате переменных нагрузок и ударов, получила название динамической намагниченности. Причиной образования пьезо- и динамической намагниченностей является понижение уровня энергетических барьеров в результате действия внешних напряжений.

5.3.6. Ориентационная намагниченность

Этот вид остаточной намагниченности возникает в осадочных породах во время их образования. При размыве материнской породы ее частицы – носители остаточной намагниченности –раздробляются, измельчаются и уносятся водой. Наиболее мелкие из них могут обладать намагниченностью, присущей областям самопроизвольной намагниченности – доменам. Более крупные – многодоменные – частицы сохраняют ту намагниченность, которую они имели в составе материнской породы. Попадая в водную среду, частицы стремятся расположиться таким образом, чтобы их вектор намагниченности оказался направленным по магнитному полю Земли. Степень этой ориентировки определяется напряженностью земного магнитного поля, остаточной намагниченностью частиц, их размерами и формой, скоростью и характером движений водной среды. В процессе осаждения на магнитные частицы оказывает ориентирующее действие внешнее магнитное поле, происходит статистическое выравнивание магнитных моментов этих частиц в направлении внешнего магнитного поля. Такое состояние  называют ориентационной намагниченностью, которую обозначаютJrо .

При образовании осадка частицы – носители остаточной намагниченности, сохраняя свою ориентировку, оседают вместеc немагнитными зернами. При обезвоживании осадка полученная ориентация частиц закрепляется. Намагниченность единичных частиц объединяется в суммарный вектор остаточной намагниченности, совпадающий с направлением действующего магнитного поля в момент оседания. Механизм образования ориентационного намагничивания в процессах осаждения и осадконакопления получил название седиментационной, ориентационной или детритовой намагниченности.

    Информация об остаточной намагниченности в осадочных породах является носителем «памяти» о древнем магнитном поле Земли. Интенсивность и направление этого поля формирует направленность осей частиц и степень их группирования.

Вопрос о том, каким путем горные породы приобрели остаточную намагниченность, для геофизиков имеет громадное значение. Данные исследований истории остаточной намагниченности позволяют установить генезис той или иной породы, ее возраст, определить направление магнитного поля в прошлые геологические эпохи.

5.4. Самообращение термоостаточной

намагниченности

    По палеомагнитным данным, приблизительно половина пород, обладающих стабильной естественной остаточной намагниченностью, намагничены антипараллельно современному геомагнитному полю в месте их залегания. Магнитные аномалии над геологическими телами, обладающими обратной намагниченностью, нередко имеют отрицательный знак. Примером может служить гигантская отрицательная аномалия Ангаро-Илимского железорудного района, происхождение которой до сих пор окончательно не выяснено. Обратно намагниченные горные породы обнаружены во многих регионах Евро-Азии. О причинах данного явления высказано много гипотез, все они группируются около двух мнений.

    Согласно одному из них образование обратной намагниченности обусловлено многократной периодической инверсией геомагнитных полюсов в геологическом прошлом. Имеется много фактов, свидетельствующих в пользу этой гипотезы. Изучение остаточной намагниченности по геологическим разрезам, охватывающим большие промежутки геологического времени, выявило многократные, иногда постепенные переходы от прямой к обратной намагниченности с периодичностью в 0.5-1.0 млн. лет. Как считают ученые, возможна инверсия постоянного земного поля за счет изменения скорости турбулентного движения проводящих масс в ядре Земли.

    Вторая группа гипотез приписывает инверсии не геомагнитному полю, а самой естественной остаточной намагниченности минералов. Инверсия намагниченности причинно связана с минералами и их агрегатами. Явлению самообращения остаточной намагниченности посвящено много работ, как экспериментальных, так и теоретических. Важнейшим для обсуждения является вопрос о термоостаточной намагниченности, т.е. намагниченности горных пород в процессе охлаждения в постоянном магнитном поле. Термоостаточная намагниченность максимально интенсивна, стабильна и может быть свойственна большинству процессов минералообразования. Все случаи явления самообращения остаточной намагниченности связывают с этой намагниченностью.

    Немаловажную роль в образовании вектора намагниченности играет также приобретенная химическая намагниченность в процессе роста кристаллов в магнитном поле. Многие исследователи указывают на самообращение остаточной намагниченности под влиянием обменного взаимодействия спонтанной намагниченности ферримагнетиков при определенных температурах.

МАГНИТНЫЕ СВОЙСТВА МИНЕРАЛОВ И ГОРНЫХ ПОРОД на http://mirrorref.ru


Похожие рефераты, которые будут Вам интерестны.

1. Способы разрушения горных пород. Механические разрушение горных пород

2. ВЛИЯНИЕ СОСТАВА ГЕОПОЛИМЕРНОГО ВЯЖУЩЕГО НА ОСНОВЕ МАГМАТИЧЕСКИХ ГОРНЫХ ПОРОД НА СВОЙСТВА БЕТОНА

3. Деформационные характеристики горных пород, их влияние на процессы деформирования горных массивов при нагружении

4. Разрушение горных пород взрывом

5. ЭЛЕКТРОИМПУЛЬСНОЕ РАЗРУШЕНИЕ ГОРНЫХ ПОРОД

6. Физика горных пород конспект

7. Управление состоянием массива горных пород

8. ПРОЧНОСТЬ ГОРНЫХ ПОРОД - ТЕОРИЯ И ЭКСПЕРИМЕНТ

9. Методы определения относительного возраста горных пород

10. ГЕОПОЛИМЕРНЫЕ ВЯЖУЩИЕ НА ОСНОВЕ ЗОЛ-УНОСА И ГОРНЫХ ПОРОД