Магнітні властивості гірських порід

Оскільки газова і рідинна фази гірських порід практично немагнітні (магнітна сприйнятливість води – 9×10^-6 од. СІ, нафти - -10×10^-6 од. СІ, повітря – 0,4×10^-6 од. СІ, кисню – 1,7×10^-6 од. СІ), а вплив мінералізації води незначний (звичайні солі діамагнітні), то вкладом газової і рідкої фази в магнітні властивості породи можна нехтувати без будь-яких застережень – важливою є виключно тверда фаза.

При типових для магматичних порід концентраціях ідіоморфних включень феромагнетиків (0,1-5 %) застосовують рівняння А.К.Вейнберга:

де æ_Пi - магнітна сприйнятливість діамагнітних і парамагнітних мінералів; æ_Ф1i - магнітна сприйнятливість феромагнітних розсіяних мікрозерен (при концентрації до 0,01-0,1%); æ_Ф2i - магнітна сприйнятливість крупних зерен феромагнітних мінералів (при концентрації понад 0,01 - 0,1 %); V_Пi, V_Ф1i, V_Ф2i - об'ємний вміст в породі відповідних генерацій мінералів.

Найточніше вміст феромагнітних мінералів в породах можна оцінити за величиною намагніченості насичення, вплив на яку парамагнетиків, а також розміру і форми зерен феромагнетиків є мінімальним. Ця властивість I_S широко використовується для визначення концентрації магнетиту в гірських породах і рудах.

Магматичні породи характеризуються дуже широким діапазоном значень магнітної сприйнятливості - від мільйонних до десятих часток од. СІ (див. табл. 8.26), що обумовлює високу різноманітність порід за намагніченістю (індукованою і природною залишковою). Загальної закономірної залежності між магнітною сприйнятливістю й основністю інтрузивних утворень не існує. На діаграмах залежності магнітної сприйнятливості порід від вмісту феромагнітних мінералів (С_Ф), чітко виділяються дві частини. Для слабко магнітних порід (æ<500¼1000×10^‑6 од. СІ) не виявляється також закономірного зв’язку між магнітною сприйнятливістю порід і вмістом феромагнітних мінералів. Термомагнітні криві æ(T) цих порід складні - на них проявляється і пара- і феромагнітний ефект. Закон розподілу магнітних параметрів близький до нормального. Ці утворення часто називають також “немагнітними”, що підкреслює несприятливість умов формування (або складу) відповідних порід для формування феромагнітних мінералів.

У магнітних породах (æ>1000×10^‑6 од. СІ, вміст феромагнітної фракції >0,01%) феромагнітний ефект створюється головним чином великими зернами магнетиту (титаномагнетиту). Для цих порід спостерігається закономірний кореляційний зв’язок між æ порід і С_Ф. Середнє значення коефіцієнту пропорційності між магнітною сприйнятливістю порід і вмістом феромагнітних мінералів при переході від кислих порід до ультраосновних зростає в 2 рази. Закони розподілу магнітної сприйнятливості та намагніченості є логнормальними, а їх термомагнітні криві є типовими для феромагнетиків.

Вивчення зв’язку між магнітною сприйнятливістю і хімічним складом порід утруднене недостатньою чутливістю хімічних аналізів до тих тонких змін, що впливають на магнітні властивості порід. Важливими чинниками складу, які дозволяють прогнозувати величину магнітних параметрів, є вмісти Fe³⁺ та Fe²⁺, а також коефіцієнт окислення заліза (k_ОК= Fe³⁺/Fe_å). Саме коефіцієнт окислення заліза є параметром який дозволяє прогнозувати величину парціального тиску кисню, тобто того чинника який визначає можливість кристалізації мінералів заліза - за низького парціального тиску кисню кристалізуються ульвошпінель та ільменіт, дещо вищому – магнетит, а за високого – гематит.

Певна своєрідність, по відношенню до інтрузивних порід, магнітних властивостей ефузивних порід обумовлена відмінністю умов кристалізації, а також наявністю процесів перетворення кайнотипних ефузивів у палеотипні. Так, швидке і нерівномірне остигання ефузивних порід, сприяє утворенню в ефузивних породах не тільки магнетиту, але і титаномагнетиту. Часто спостерігається розпад останнього з утворенням ільменіту або ульвошпінелі. Феромагнетики, як правило, кристалізуються в дрібних зернах - від 10^-9¼10^-8 м до 10^-7¼10^-6 м. Як наслідок, середня магнітна сприйнятливість різноманітних груп ефузивних порід нижча, ніж їх інтрузивних аналогів. Крім того, різний розмір зерен, а також їхній нерівномірний розподіл у різних частинах потоків, лав і вулканічних апаратах визначають велику дисперсію магнітної сприйнятливості порід.

Гідротермально-метасоматичні і гіпергенні процеси призводять до новоутворення феромагнетиків, їх руйнації або окислення первинних феромагнітних мінералів з утворенням менш магнітних різновидів. Останнє характерно для рудних родовищ і є наслідком зміни окислювально-відновних умов.

Інтрузивні та ефузивні породи характеризуються широким діапазоном змін значень природної залишкової намагніченості (табл. 8.27). Полярність і напрямок вектора J_n для різних утворень різняться, але в інтрузивних і давніх ефузивних породах переважає прямий напрямок J_n, який відповідає сучасному магнітному полю Землі. Найбільш характерною рисою природної залишкової намагніченості магматичних порід є її висока чутливість до різноманітних чинників, обумовлених як особливостями утворення порід, так і зовнішнім впливом. Хоча величина намагніченості, як і магнітної сприйнятливості, є залежною від вмісту феромагнітних мінералів, функціональна залежність між æ і J_n відзначається рідко. Це, не в останню чергу пов’язано з залежністю J_n від виду намагніченості (термозалишкова, хімічна, в’язка тощо) і коерцитивної сили феромагнетиків, яка визначає стабільність величини J_n порід у часі. Найхарактерніші значення фактора Кенігсбергера для всіх петрографічних груп порід пара-феромагнітного класу знаходяться в діапазоні 0,1¼0,5, і Q лише зрідка досягають 1. В феромагнітних породах природна залишкова намагніченість, як правило, понижена порівняно з індукованою - середнє значення фактора Q порід переважно не перевищує 0,1¼0,3, причому загальної залежності Q від складу або віку порід не спостерігається.

В молодих (з мезозойських до четвертинних утворень) ефузивних породах спостерігається обернена залежність між Q та віком порід. Це пов’язано з тим, що для них справедливе твердження “чим вищий Q, тим більша частка первинної намагніченості збереглася в породі до нинішнього часу”. Дисперсія значень Q порівняно невелика в давніх утвореннях, підвищена в молодих вулканітах покривної фації і дуже висока в пірокластичній фації і екструзивних тілах. Різко підвищені значення Q (до 90¼160) характерні також для порід метасоматичного генезису, вторинно змінених порід в контактах інтрузивних масивів, в зонах тектонічних порушень, в межах рудних родовищ.

В інтрузивних породах, у більшості випадків, полярність намагніченості пряма: її орієнтація відповідає магнітному полю Землі. Випадки, коли обернена полярність J_n характерна для цілих інтрузій, викликає негативні магнітні аномалії, порівняно рідкісні. Частіше обернена полярність вектора J_n спостерігається в окремих зразках інтрузивних масивів при переваженні зразків із прямою полярністю. Подібні факти, які пояснюються процесами саморозвороту термозалишкової намагніченості, встановлені для порід габро-лабрадоритового комплексу Українського щита, для екструзивних тіл і для метасоматитів. Збереження сингенетичної орієнтації J_n більш характерне для молодих ефузивних порід, в яких, внаслідок дрібного розміру зерен і високої коерцитивної сили, перемагнічування сучасним магнітним полем Землі не таке сильне.

Діапазони зміни магнітної сприйнятливості і природної залишкової намагніченості метаморфічних порід ще ширші ніж в магматичних. Щоправда, діапазони зміни параметрів в найпоширеніших метаморфічних породах (кристалічних сланцях, гнейсах, амфіболітах тощо) значно вужчі - магнітна сприйнятливість або відповідає феро-парамагнітному класу, або є пропорційною до вмісту феромагнітної фракції, представленої переважно магнетитом, маггемітом, гематитом і піротином. Всі магнітні параметри метаморфічних порід залежать від складу початкового субстрату і від особливостей процесів його перетворення. Найбільш різкі зміни магнітних параметрів порід спостерігаються на початкових етапах метаморфічних перетворень, коли підвищена температура, невисокий тиск і окисне середовище сприяють окисленню магнетиту і титаномагнетиту з утворенням менш магнітних або парамагнітних мінералів - гематиту, лимоніту, лейкоксену. Умови метаморфізму пізніших етапів є більш сприятливими для збереження первинних феромагнетиків і навіть для їх новоутворення. Тому первинно магнітні породи, перетворені в біотит-амфіболові та амфіболові сланці і гнейси мають високі значення магнітної сприйнятливості. Щоправда, оскільки умови формування порід грануліт-еклогітової підфації є сприятливими для входження заліза до складу породоутворючих силікатних мінералів, то формування магнітних порід для цього етапу нехарактерне. Загальна тенденція до зниження величин æ і J_n, панує також при ультраметаморфічних перетвореннях. Формування магнетиту (за рахунок вивільнення частини заліза з залізовмісних силікатів) можливе при гранітизації порід і кременево-лужному метасоматозі, при серпентинізації гіпербазитів тощо.

Зменшенню магнітної сприйнятливості і природної залишкової намагніченості порід за рахунок перекристалізації або руйнування феромагнетиків сприяють процеси грейзенізації, аргілітизації, серицитизації і хлоритизації. При цьому часто спостерігається зміна співвідношення J_і та J_n і збільшення Q до 2¼3 і більше. Зміна магнітної сприйнятливості і природної залишкової намагніченості порід починається вже на ранній стадії метасоматичних процесів, які ще можуть не фіксуватися візуально.

Магнітні характеристики осадових порід обумовлені головним чином тими акцесорними мінералами, що мають виражені феромагнітні властивості - магнетитом, магемітом, гематитом і гідроокислами заліза (гетит і гідрогетит, гідрогематит і лепідокрокіт), які можуть належати піщано-алевритовій фракції, виступати в ролі плівкового цементу, а також входити (розмір часток 0,1¼10×10^-6 м) до складу глинистої фракції. Найпоширеніші породоутворюючі мінерали осадових порід є діамагнетиками або слабкими парамагнетиками, що не вносять помітного внеску в магнітну сприйнятливість порід. Серед сильних парамагнітних мінералів найбільшу роль відіграють сидерит, хлорит, пірит, ільменіт, біотит, іноді глинисті мінерали. І нарешті, феромагнетиками є різноманітні за формою та зернистістю пізньодіагенетичні та епігенетичні утворення лімоніту, продукти окислення і заміщення сидериту, піриту і магнетиту.

Магнітна сприйнятливість осадової породи, залежить від вмісту і складу акцесорних мінералів, при цьому значні варіації æ спостерігаються для кожної літологічної відміни. Прямої функціональної залежності між концентрацією залізовмісних мінералів і магнітною сприйнятливістю осадових порід не спостерігається. Шарувата будова більшості осадових порід обумовлює анізотропію їх фізичних властивостей, в тому числі й магнітної сприйнятливості. Найвищою (до 20) l_æ є в сильно метаморфізованих осадових породах.

Найімовірніші значення природної залишкової намагніченості осадових порід потрапляють в інтервал 10^‑3¼10^‑1 А/м. Орієнтація в магнітному полі землі часток, що несуть залишкову намагніченість материнських порід, залежить від напруженості земного магнітного поля, залишкової намагніченості часток, їх розмірів і форми, швидкості і характеру руху водного (повітряного) середовища. Закріплення при осадженні отриманої орієнтації часток формує сумарний вектор орієнтаційної залишкової намагніченості (J_ro) який співпадає за напрямком з полем, що діяло в момент осадження. В багатьох осадових породах (хемогенні карбонати, діагенетичні конкреції, латерити, боксити, фероліти тощо) при осадженні аутигенних мінералів заліза, а також при їх перекристалізації та дегідратації формується хімічна залишкова намагніченість (J_rc).

Залишкова намагніченість осадової породи не залишається постійною - первинна намагніченість в результаті процесів магнітного і структурного старіння поступово зменшується. Складна природа природної залишкової намагніченості осадових порід є причиною різко асиметричних розподілів значень J_n більшості вибірок. Прямого зв’язку між літологією порід і J_n немає. Високі значення J_n зустрічаються в бокситах, залізних рудах осадового походження, у багатьох теригенних породах континентального походження тощо. Дуже малі значення J_n (<3×10^‑4 А/м) характерні для чистих вапняків і доломітів, кварцових пісковиків, гіпсів, кам’яної солі та інших порід з незначним вмістом окислів заліза. Термомагнітні характеристики осадових порід, як правило, досить складні.

Найчастіше об’єктом палеомагнітних досліджень можуть бути осадові і вулканогенні породи, не змінені або слабко змінені процесами метаморфізму і епігенезу. Найбільш сприятливими об’єктами є червонобарвні осадові породи й виливи основних лав, а також боксити, деякі сіроземи і малі пластові та січні інтрузії. Метаморфізовані і змінені породи (гідротерми, скарни, кора вивітрювання) досліджуються лише при вирішенні спеціальних задач. Оскільки надійну інформацію про давнє земне магнітне поле несе тільки первинна намагніченість гірських порід (термозалишкова, орієнтаційна або хімічна), то головною задачею будь-якого палеомагнітного дослідження є виділення первинної намагніченості J_n, визначення її напрямку і величини, встановлення її відповідності віку породи. Закономірності розподілу напрямків J_n гірських порід показують, що вирішення цієї задачі потребує застосування статистичних методів обробки і різноманітних засобів магнітної чистки з метою видалення менш стабільних компонентів J_n, що часто мають вторинне походження. Для доказу синхронності J_n застосовують мінералогічні дослідження, які дозволяють встановити її зв’язок з певними мінералами. Результати палеомагнітних досліджень використовуються в стратиграфії і геохронології при вивченні будови земної кори, при регіональних геологічних дослідженнях і геологічному картуванні.

Таблиця 8.26 – Діапазон зміни магнітної сприйнятливості (в 10^-3 од. СІ) деяких типів порід (за [9], дані наведено для невивітрених відмін)

Таблиця 8.27 – Модальні значення намагніченості (у 10^-3 А/м) деяких відмін інтрузивних порід (за [7])