Магнитная восприимчивость

 

Для классификации пород по магнитной восприимчивости используется шкала градаций Л.Д. Берсудского (1963), по которой породы разделены по группам:

немагнитные образования – χ от 0 до 100·10-5 ед.СИ,

слабомагнитные χ от 100 до 700·10-5ед.СИ,

магнитные χ от 700 до3000·10-5 ед.СИ,

сильномагнитные χ от 3000ед. и выше

Этими терминами часто пользуются при геофизической характеристике пород. В таблице часто указаны средние значения магнитной восприимчивости по этим группам.

Среди стратиграфических образований к практически немагнитным относятся почти все осадочные образования. Наименьшей магнитной восприимчивостью обладают известняки, доломитизированные известняки, доломиты.

Иногда для песчаников, алевролитов, сформировавшихся вблизи источника сноса, характерны повышенные значения магнитной восприимчивости, обусловленные повышенным содержанием зерен магнетита.

Для интрузивныхобразований, в основном, характерно повышение значений магнитной восприимчивости от кислых образований к основным.

Но надо отметить, что в магматических породах присутствуют ферромагнитные минералы - окислы титана и железа. Из них магнетит (Fe3O4) широко распространен и обладает очень высокой магнитной восприимчивостью χ =1,5-80000 10-5 ед.СИ. В большинстве горных пород магнетит входит как акцессорный минерал и его содержание не зависит от типа пород.

Магматические породы кислого состава (граниты, гранит-порфиры, аляскитовые и лейкократовые граниты, некоторые разности гранодиоритов), обладают магнитной восприимчивостью от 0 до 6000·10-5 ед.СИ, но среди гранитоидов преобладают слабомагнитные или даже практически немагнитные разности со средней магнитной восприимчивостью на уровне 50-70·10-5 ед.СИ. При этом самая низкая магнитная восприимчивость у лейкократовых гранитов и аляскитов.

Содержаниеферромагнитных минералов в кислых породах колеблется от тысячных и сотых долей процента до 2-35%.

Основные породообразующие минералы (кварц, ортоклаз, плагиоклазы) диамагнитны. Биотит, мусковит, роговые обманки – это парамагнитные минералы. Содержание их в кислых породах составляет 12%, а в породах переходного типа - 25%. Среди гранитов встречаются разности, в которых присутствует крупнозернистый магнетит. Магнитная восприимчивость ферромагнитных минералов понижается с уменьшением размеров зерен, поэтому при содержании крупных зерен магнетита χ гранитоидов может достигать значительных величин.

Магматические породы среднегосостава – диориты, монцониты характеризуются широким диапазоном изменения χ-от 0 до 23000·10-5 ед.СИ; наиболее вероятные значения χ для сиенитов лежат в пределах 0-2000·10-5 ед.СИ. В кварцевых диоритах содержится 0,2-2,1% ферромагнетиков, в дацитах 0,2-3,5% , в андезитах 1,3-6,61% (Нагата,1956г).

Вдиоритах содержание слабомагнитных минералов (авгита, биотита, гиперстена, мусковита, роговой обманки) достигает 35-45%, что определяет слабую магнитную восприимчивость этих пород. Находящийся в магматических породах среднего состава магнетит более мелкозернист, чем в кислых породах.

Магматические породы основного состава (габбро, базальты) характеризуются большими значениями χ (500-10000)·10-5 ед.СИ. Слабоизмененные основные породы обладают наиболее высокимизначениями χ.

Процессы амфиболизации уменьшают содержание магнетита и титаномагнетита, что приводит к уменьшению χ.

Процессы серпентинизации сопровождаются увеличением χ.

Магнитная восприимчивость ультраосновных пород изменяется от 0 до 25000·10-5 ед.СИ. Такой широкий диапазон изменения χ объясняется характером или степенью вторичных изменений ультраосновных пород. Породообразующие (оливин и пироксен) акцессорные минералы гипербазитов немагнитны, поэтому неизмененные гипербазиты многих массивов практически немагнитны (χ =0-10·10-5 ед.СИ).

В процессе метаморфических изменений (серпентинизации и габброизации) ультраосновных оливинсодержащих пород кристаллизуется магнетит. Усиление этих процессов приводит к повышению магнитной восприимчивости ультраосновных пород и соответствует значительному увеличению χ.

Исходный состав ультраосновных пород при их серпентинизации также влияет на величину χ. Например, при серпентинизации дунитов выделяется мало магнетита и χ их практически не повышается. В связи с этим над аподунитовыми серпентинитами в отличие от обогащенных магнетитом апоперидотитовых пород наблюдаются либо слабоположительные, либо отрицательные поля ∆Т.

Эффузивные породы отличаются еще более пестрой картиной распределения значений магнитной восприимчивости, чем интрузивные, хотя средняя магнитная восприимчивость различных групп эффузивных пород ниже чем их интрузивных аналогов. При быстром остывании эффузивов происходит кристаллизация магнетита и титаномагнетита с образованием мелких зерен, что уменьшает χ.

Наблюдается зависимость магнитной восприимчивости от условий кристаллизации пород различных фаций: покровной, пирокластической и эффузивной. Более стабильна χ у пород покровной фации. Породы пирокристаллической фации характеризуются исключительно большим разбросом значений χ, так как представлены вулканическими конгломератами, брекчиями, агломератами, туфами и пеплами.

Вулканогенные породы, слагающие Девонский вулканический пояс имеют большую дисперсию магнитных свойств. Но, в целом, кислые вулканиты чащенемагнитны, вулканиты среднего-основного состава имеют большую χ. Но характер графиков ∆Т над выходами вулканитов весьма изрезан и на картах изодинам ∆Т создают они магнитные поля мозаичного характера.

 

Совместный анализ геолого-геофизических материалов и данных физических свойств горных пород показывает, что геологическим образованиям в разной степени отвечают наблюдаемые геофизические поля.

Осадочные отложения карбона, девона, силура и ордовика – песчаники, конгломераты, известняки, зеленокаменные измененные породы, являются практически немагнитными (χ=0-50·10-5 ед.СИ) и относительно малоплотными породами (σ=2,60-2,70 г/см3) и картируются зонами и областями спокойного магнитного поля отрицательного знака интенсивностью 100-400нТл, пониженным уровнем гравитационного поля.

Разновозрастные эффузивные образования характеризуются сложной дифференциацией физических свойств и часто отображаются контрастными геофизическими аномалиями. Для интерпретации очень сложных магнитных полей над эффузивными толщами требуются конкретные данные о величине χ

Дробное расчленение эффузивов затруднено широким развитием зеленокаменных изменений и слабой дифференциацией вулканитов среднего-основного состава.

Интрузии умеренно-кислого, кислого и щелочного состава – граниты, сиениты, гранит-порфиры, аляскитовые и лейкократовые граниты, некоторые разности гранодиоритов, имеющие значения магнитной восприимчивости от 0 до 50 и плотности 2,54-2,63 г/см3, отмечаются низкими гравимагнитными полями. Однако им в большинстве случаев по данным АГС съемки соответствуют аномальные значения гамма-поля в 3-5 мкр./час, урана -2-5· 10-4 %, тория более 6-10· 10-4%, калия -1.5-3%.

Интрузивные образования среднего, основного и ультраосновного состава довольно уверенно картируются по магнитному полю аномалиями различной интенсивности, тяготеющими к осям гравитационных максимумов.

У крупных интрузивных массивов многофазного состава лишь отдельные области, сложенные габбро, габбродиоритами и диоритами, отображаются положительным высоким магнитным полем интенсивностью до 700 нТл. В радиогеохимических полях они характеризуются, в основном, фоновыми значениями гамма-активности в 2,5 мкр/час, урана -2-3· 10-4 %, тория -4-6 ·10 -4 %, калия -1,5-2%.

 

Крупные разрывные нарушения фиксируются резкой сменой интенсивности магнитного и гравитационного полей, зонами высоких градиентов силы тяжести, реже, характерным искажением хода изоаномал.

Разломы надвигового характера устанавливались по смещению зоны максимального градиента силы тяжести от геологически установленного нарушения.

В магнитном поле критериями выявления разрывных нарушений являются следующие характерные особенности магнитного поля: