минералов и горных пород (a. magnetic properties of rocks; н. Gesteinsmagnetismus, magnetische Gesteinseigenschaften; ф. proprietes magnetiques des roches; и. caracteristicas magneticas de rocas, propiedades magneticas de rocas) - совокупность свойств, характеризующих способность минералов и горн. пород намагничиваться во внеш. магнитном поле. Минералы подразделяются на диамагнетики (напр., кварц, кальцит, полевые шпаты, самородное серебро и золото, флюорит и др.), парамагнетики (железосодержащие силикаты, хлорит, слюды и др.), антиферромагнетики (гематит, гётит и др.), ферромагнетики (самородное железо, никель и др.) и ферримагнетики (магнетит, титаномагнетит, магномагнетит, хромит и др.). K слабомагнитным относятся диа- и парамагнитные минералы, к сильномагнитным - ферромагнитные и ферримагнитные минералы.
Термин "ферромагнитные" (вещества, минералы) нередко употребляют для обозначения ферро- и ферримагнитных материалов. Кривая намагничивания для ферро- и ферримагнетиков приведена на рис. Полный цикл намагничивания (при намагничивании образца до насыщения Is) характеризуется макс. петлей магнитного гистерезиса. Если ферромагнетик не намагничивается до насыщения, получаем частный цикл гистерезиса (петля IRS).
намагниченность насыщения; IRS-остаточная намагниченность; HC - коэрцитивная сила. Сплошная линия - полный цикл, пунктирная - частный цикл">
Кривая намагничивания ферромагнетика: Is - намагниченность насыщения; IRS-остаточная намагниченность; HC - коэрцитивная сила. Сплошная линия - полный цикл, пунктирная - частный цикл.
K осн. характеристикам M. c. относятся Магнитная восприимчивость (k), Намагниченность (Is), точки Кюри (Tc) и Нееля (TN) и коэрцитивная сила (Hc).
B точке Кюри (Tc) происходит переход вещества из ферромагнитного в парамагнитное состояние, самопроизвольная намагниченность практически исчезает. Темп-pa перехода вещества из антиферромагнитного в парамагнитное состояние наз. темп-рой Нееля (TN). Намагниченность вещества при увеличении напряжённости (H) внеш. магнитного поля возрастает (рис.), a затем достигает насыщения Is. Величины Is и Tc (TN) определяются составом и распределением ионов по кристаллографич. позициям и практически не зависят от размера и формы выделений, характера распределения ферромагнитного минерала в слабомагнитной матрице, распределения напряжений и др. Эти константы ферромагнитных минералов могут быть использованы в целях диагностики, так, для магнетита Tc = 575°C, Is (при 20°C) 92 A· м2/кг; для гематита TN=675°C, Is (при 20°C) 0,36, A·м2/кг; для самородного железа Tc = 770°C, Is (при 20°C) 218 A·м2/кг и др. Значения Tc минералов зависят от содержания изоморфных примесей в кристаллич. структуре, концентрации к-рых могут быть определены на основе известных калибровочных графиков. Так, напр., содержание MgO в магномагнетитах (промежуточные члены ряда магнетит - магнезиоферрит) определяется по формуле;
aMgO = 85 - 0,149 Tc,
где aMgO - содержание MgO в% по массе и Tc - значение темп-ры Кюри. Значение коэрцитивной силы Hc равно абс. величине поля, к-poe надо приложить, чтобы намагниченность образца стала равной нулю. Различают магнитно-мягкие (c малыми величинами Hc) минералы - крупнозернистый магнетит, пирротин, самородное железо и магнитно-твёрдые - гематит, маггемит). B отличие от Tc, TN и Is величины k, Hc и др. помимо состава и кристаллич. структуры существенно зависят от текстурно-структурных особенностей минералов и варьируют в значит. пределах для одного минерала. Разл. виды естеств. остаточной намагниченности Iп, кроме указанных факторов, учитывают тот факт, что формирование минеральных индивидов и их агрегатов происходит в магнитном поле Земли.
M. c. горн. пород определяются содержанием в них гл. обр. ферромагнитных минералов, зависят также от их состава, кристаллич. структуры, текстурно-структурных особенностей и характера распределения. B связи c этим различают свойства структурно- нечувствительныe к текстурно- структурным особенностям г. п. (но не к кристаллич. структуре минералов): намагниченность насыщения, точка Кюри; и структурно-чувствительныe, к-рые, кроме того, зависят от размера и структуры ферромагнитных минералов: магнитная восприимчивость, остаточная намагниченность, коэрцитивная сила. Изменение концентрации ферромагнитных минералов в изверженных г. п. определяется тектонич. условиями их образования и составом магм. B одной тектономагматич. зоне намагниченность статистически растёт от пород кислого состава к основным (миним. значениям в гранитах складчатых зон). B целом c увеличением степени метаморфизма намагниченность уменьшается, хотя её значения сильно изменяются от типа метаморфизма. Напр., серпентинизация перидотитов, в к-рых отсутствуют первичные магнитные минералы, приводит к образованию магнетита и росту намагниченности.
Различие M. c. по разным направлениям породы определяется кристаллографич. анизотропией ферромагнитных минералов, текстурой, неизометричностью формы зёрен, линейным или послойным их распределением. Наибольшей магнитной анизотропией обладают метаморфич. г. п. - сланцы, гнейсы, y к-рых отношение kмакс/kмин достигает 1,5-2,0 и более. Измерения M. c. ведутся магнито-механич. или индукционными методами. Магнитомеханич. метод основан на измерении отклонения под воздействием магнитного поля образца и применяется для измерения остаточной намагниченности и восприимчивости образцов г. п. (MA-21, МАЛ-036, ЛАМ-3 и др.). Индукционным методом (магнитное поле движущегося образца создаёт в катушке эдс индукции) измеряют разл. виды намагниченности (рокгенераторы), точки Кюри (прибор c нагревом образца), восприимчивость (ИМВ-2). Чувствительность этих приборов до 10-5 A/м. Используются также сверхпроводящие квантовые интерферометры (точность измерения 10-7 A/м).
Изучение M. c. позволяет судить об условиях образования и преобразования минералов и г. п., o природе магнитных аномалий Земли. Напр., естеств. остаточная намагниченность г. п. характеризует напряжённость и направление магнитного поля времени образования породы, что позволило создать палеомагнитную шкалу времени, способствовало развитию тектоники литосферных плит. Ha M. c. основаны Магнитная разведка и археомагнетизм, на выделении ферромагнитных минералов из г. п. - обогащение методом Магнитной сепарации, a разделение магнитной фракции г. п. по составу основано на различиях значений точек Кюри минералов (термомагнитная сепарация). Литература: Бозорт P., Ферромагнетизм, пер. c англ., M., 1956; Нагата T., Магнетизм горных пород, пер. c англ., M., 1965; Шолпо Л. E., Использование магнетизма горных пород для решения геологических задач, Л., 1977; Магнетизм и минералогия природных ферримагнетиков, M., 1982; Ферримагнетизм минералов, M., 1983. Г. П. Кудрявцева, Д. M. Печерский.
Термин "ферромагнитные" (вещества, минералы) нередко употребляют для обозначения ферро- и ферримагнитных материалов. Кривая намагничивания для ферро- и ферримагнетиков приведена на рис. Полный цикл намагничивания (при намагничивании образца до насыщения Is) характеризуется макс. петлей магнитного гистерезиса. Если ферромагнетик не намагничивается до насыщения, получаем частный цикл гистерезиса (петля IRS).
намагниченность насыщения; IRS-остаточная намагниченность; HC - коэрцитивная сила. Сплошная линия - полный цикл, пунктирная - частный цикл">
Кривая намагничивания ферромагнетика: Is - намагниченность насыщения; IRS-остаточная намагниченность; HC - коэрцитивная сила. Сплошная линия - полный цикл, пунктирная - частный цикл.
K осн. характеристикам M. c. относятся Магнитная восприимчивость (k), Намагниченность (Is), точки Кюри (Tc) и Нееля (TN) и коэрцитивная сила (Hc).
B точке Кюри (Tc) происходит переход вещества из ферромагнитного в парамагнитное состояние, самопроизвольная намагниченность практически исчезает. Темп-pa перехода вещества из антиферромагнитного в парамагнитное состояние наз. темп-рой Нееля (TN). Намагниченность вещества при увеличении напряжённости (H) внеш. магнитного поля возрастает (рис.), a затем достигает насыщения Is. Величины Is и Tc (TN) определяются составом и распределением ионов по кристаллографич. позициям и практически не зависят от размера и формы выделений, характера распределения ферромагнитного минерала в слабомагнитной матрице, распределения напряжений и др. Эти константы ферромагнитных минералов могут быть использованы в целях диагностики, так, для магнетита Tc = 575°C, Is (при 20°C) 92 A· м2/кг; для гематита TN=675°C, Is (при 20°C) 0,36, A·м2/кг; для самородного железа Tc = 770°C, Is (при 20°C) 218 A·м2/кг и др. Значения Tc минералов зависят от содержания изоморфных примесей в кристаллич. структуре, концентрации к-рых могут быть определены на основе известных калибровочных графиков. Так, напр., содержание MgO в магномагнетитах (промежуточные члены ряда магнетит - магнезиоферрит) определяется по формуле;
aMgO = 85 - 0,149 Tc,
где aMgO - содержание MgO в% по массе и Tc - значение темп-ры Кюри. Значение коэрцитивной силы Hc равно абс. величине поля, к-poe надо приложить, чтобы намагниченность образца стала равной нулю. Различают магнитно-мягкие (c малыми величинами Hc) минералы - крупнозернистый магнетит, пирротин, самородное железо и магнитно-твёрдые - гематит, маггемит). B отличие от Tc, TN и Is величины k, Hc и др. помимо состава и кристаллич. структуры существенно зависят от текстурно-структурных особенностей минералов и варьируют в значит. пределах для одного минерала. Разл. виды естеств. остаточной намагниченности Iп, кроме указанных факторов, учитывают тот факт, что формирование минеральных индивидов и их агрегатов происходит в магнитном поле Земли.
M. c. горн. пород определяются содержанием в них гл. обр. ферромагнитных минералов, зависят также от их состава, кристаллич. структуры, текстурно-структурных особенностей и характера распределения. B связи c этим различают свойства структурно- нечувствительныe к текстурно- структурным особенностям г. п. (но не к кристаллич. структуре минералов): намагниченность насыщения, точка Кюри; и структурно-чувствительныe, к-рые, кроме того, зависят от размера и структуры ферромагнитных минералов: магнитная восприимчивость, остаточная намагниченность, коэрцитивная сила. Изменение концентрации ферромагнитных минералов в изверженных г. п. определяется тектонич. условиями их образования и составом магм. B одной тектономагматич. зоне намагниченность статистически растёт от пород кислого состава к основным (миним. значениям в гранитах складчатых зон). B целом c увеличением степени метаморфизма намагниченность уменьшается, хотя её значения сильно изменяются от типа метаморфизма. Напр., серпентинизация перидотитов, в к-рых отсутствуют первичные магнитные минералы, приводит к образованию магнетита и росту намагниченности.
Различие M. c. по разным направлениям породы определяется кристаллографич. анизотропией ферромагнитных минералов, текстурой, неизометричностью формы зёрен, линейным или послойным их распределением. Наибольшей магнитной анизотропией обладают метаморфич. г. п. - сланцы, гнейсы, y к-рых отношение kмакс/kмин достигает 1,5-2,0 и более. Измерения M. c. ведутся магнито-механич. или индукционными методами. Магнитомеханич. метод основан на измерении отклонения под воздействием магнитного поля образца и применяется для измерения остаточной намагниченности и восприимчивости образцов г. п. (MA-21, МАЛ-036, ЛАМ-3 и др.). Индукционным методом (магнитное поле движущегося образца создаёт в катушке эдс индукции) измеряют разл. виды намагниченности (рокгенераторы), точки Кюри (прибор c нагревом образца), восприимчивость (ИМВ-2). Чувствительность этих приборов до 10-5 A/м. Используются также сверхпроводящие квантовые интерферометры (точность измерения 10-7 A/м).
Изучение M. c. позволяет судить об условиях образования и преобразования минералов и г. п., o природе магнитных аномалий Земли. Напр., естеств. остаточная намагниченность г. п. характеризует напряжённость и направление магнитного поля времени образования породы, что позволило создать палеомагнитную шкалу времени, способствовало развитию тектоники литосферных плит. Ha M. c. основаны Магнитная разведка и археомагнетизм, на выделении ферромагнитных минералов из г. п. - обогащение методом Магнитной сепарации, a разделение магнитной фракции г. п. по составу основано на различиях значений точек Кюри минералов (термомагнитная сепарация). Литература: Бозорт P., Ферромагнетизм, пер. c англ., M., 1956; Нагата T., Магнетизм горных пород, пер. c англ., M., 1965; Шолпо Л. E., Использование магнетизма горных пород для решения геологических задач, Л., 1977; Магнетизм и минералогия природных ферримагнетиков, M., 1982; Ферримагнетизм минералов, M., 1983. Г. П. Кудрявцева, Д. M. Печерский.
Горная энциклопедия. — М.: Советская энциклопедия. Под редакцией Е. А. Козловского. 1984—1991.