7.1. Магнетизм горных пород

Под действием магнитного поля горные породы намагничиваются. Количественная оценка этого явления намагниченность (J) представляет собой магнитный момент единицы объёма вещества. Существует два вида намагниченности.

Индуктивная намагниченность (J_i) присутствует у всех горных пород и индуцируется магнитным полем Земли:

J_i = ·T, (7.1)

где Т – напряжённость магнитного поля Земли;  – магнитная восприимчивость горной породы – петрофизический параметр, характеризующий способность породы намагничиваться.

Размерность J и T одинаковая – ампер на метр (А/м). Магнитная восприимчивость безразмерная величина. В системе СИ магнитная восприимчивость горных пород, не содержащих ферромагнитные минералы, в первую очередь магнетит, титаномагнетит, маггемит, пирротин и гематит, составляет 10^-5 – 10^-4 и увеличивается с увеличением в ней названных минералов. Горные породы намагничиваются в среднем по направлению магнитного поля Земли и увеличивают его, создавая аномалии.

Естественная остаточная намагниченность (J_n) присутствует только у пород, содержащих минералы-ферромагнетики. Она возникает при образовании или изменении горной породы и сохраняет в себе информацию о направлении вектора и величине напряжённости древнего магнитного поля (эпохи образования или преобразования породы). Естественная остаточная намагниченность пород является «летописью» магнитного поля Земли, а также магнитной историей самой породы.

Температура Кюри () – температура, выше которой ферромагнитные свойства у минерала исчезают, поскольку из-за разориентирующего влияния тепловой энергии невозможно упорядоченное расположение его элементарных магнитных моментов.

Магнетит – наиболее распространённый и магнитный ферромагнетик. Следовательно ферромагнитной Земля является лишь до некоторой глубины литосферы, где температура не превышает 578 ^оС.

Таблица 7.1

Магнитные свойства наиболее распространённых

ферромагнитных минералов

Минерал	Состав		 оС
Магнетит	Fe3O4	8-25	578
Гематит	Fe2O3	10-3 – 10-4	675
Пирротин (моноклинный)	FeS	0.1 – 1	300-325

7.2. Структура магнитного поля Земли

Источником магнитного поля Земли является сама Земля. В первом приближении его структура может быть представлена в следующем виде:

Т = (Т_о + Т_о) + Т, (7.2)

где (Т_о + Т_о) – главное магнитное поле Земли (Т_о – дипольная составляющая магнитного поля Земли; Т_о –планетарные аномалии); Т–региональные и локальные магнитные аномалии, обусловленные разнонамагниченными породами литосферы (выше температуры Кюри). Т составляют порядка 10^-5 – 10^-2 от напряжённости главного магнитного поля Земли. Источником главного магнитного поля являются процессы в ядре Земли.

Дипольная часть главного геомагнитного поля представляет собой поле диполя (короткого намагниченного бруска), помещённого в центр Земли. Силовые линии магнитного поля (линии, в каждой точке к которым вектор Т касательный) выходят из южного положительного диполя и входят в северный отрицательный. В экваториальной области векторы напряжённости параллельны дневной поверхности, а в полярных – наклонены под большим углом к горизонту. В направлении вектора Т ориентируются магнитные стрелки компаса.

На дневной поверхности напряжённость дипольной составляющей магнитного поля подчиняется выражению:

(7.3)

где М=1,15·10²² А·м² – магнитный момент Земли; R – расстояние до центра Земли;  – широта.

Видно, что на полюсе (Т=49 А/м) напряжённость магнитного поля будет выше, чем на экваторе (Т=24,5 А/м), что объясняется в первую очередь влиянием широты и, кроме того, меньшим расстоянием R на полюсах.

В настоящее время, как и в прошлом, ось магнитного диполя близка к оси вращения Земли, но не совпадает с ней, и угол между ними составляет 11,5^о. Магнитный полюс совершает вокруг географического нерегулярные колебания («качания»), период которых варьирует в пределах от сотен до 10 000 лет.

Планетарные аномалии по порядку значений соизмеримы с дипольной частью магнитного поля Земли и имеют размеры в поперечнике тысячи километров. Центры интенсивных положительных аномалий в северных широтах находятся в районах Восточной Сибири и Канады.

Положение вектора Т в пространстве определяется элементами геомагнитного поля. Проекции вектора на горизонтальную поверхность и нормаль к этой поверхности называются соответственно горизонтальной (H) и вертикальной (Z) составляющими вектора Т.

Угол между направлением на географический север и вектором Н, указывающим на магнитный север, называется магнитным склонением.

Положительным считается склонение вектора Н на восток, а отрицательным – на запад. Угол между горизонтом (вектором Н) и вектором Т – это наклонение J. Он считается положительным, если вектор Т наклонен вниз, как это имеет место в северных широтах, и отрицательным, если – вверх (относительно поверхности Земли).

Для выделения региональных и локальных магнитных аномалий по наблюдённым значениям геомагнитного поля пользуются картами нормального (главного) магнитного поля Земли.

На рис. 7.1. приведена карта линий равного склонения вектора магнитного поля Земли. Из карты видно, что северный магнитный полюс Земли находится в районе Канадского Арктического архипелага, а южный – на границе с Антарктикой (на близких долготах с Австралией).