ВОСПРИИМЧИВОСТЬ МАГНИТНАЯ:


ВОСПРИИМЧИВОСТЬ МАГНИТНАЯ (κ) — υарактеризует свойство веществ (г. п., м-лов, к-лов) намагничиваться в магнитных полях; является коэф. пропорциональности в формуле:

и

где J — намагниченность, Jiиндуцированная намагниченность, Н — напряженность намагничивающего магнитного поля, N — коэф. размагничивания. Напряженность (Н) современного поля Земли равна ~ 0,5 эрстед. В. м. измеряется в единицах СГС или чаще в 10-6 СГС. Иногда используется удельная В. м., равная где s — плотность п. Породообр. и большинство рудных м-лов характеризуются диамагнитными или парамагнитными свойствами (см. Диамагнетизм, Парамагнетизм). В. м. диамагнитных м-лов изменяется от — 0,05 до — 1,5·10-6 СГС; к ним относятся кварц, ортоклаз, гиперстен, ангидрит, касситерит, флюорит, галенит и др. В. м. парамагнитных м-лов (биотит, роговая обманка, авгит, эгирин, пирит, ильменит и др.) варьирует в пределах 0—50 (реже до 150) 10-4 СГС. Ферромагнитные м-лы имеют очень высокую В. м., равную: магнетит 0,3—2,0 СГС; титаномагнетит (0,2—20)·10-3 СГС; гематит (2—10)·10-4 СГС, пирротин (7—20)·10-3 СГС. Вариация их В. м. зависит от хим. примесей и размера зерна, с уменьшением которого x также уменьшается. С увеличением напряженности намагничивающего поля В. м. м-лов возрастает, проходит через максимальное значение и вновь убывает; в обл. малых полей эта зависимость является линейной. С увеличением t до 200—300 ° С В. м. м-лов изменяется мало; затем возрастает, особенно резко вблизи точки Кюри. При переходе через точку Кюри м-лы теряют ферромагнитные свойства и становятся парамагнитными.

Г. п. по природе намагниченности подразделяются на классы диамагнитных и парамагнитных с В. м. редко превышающей 50·10-6 СГС и класс ферромагнитных, В. м. которых изменяется от единиц до 40000·10-6 СГС. Последнее обусловливается наличием в п. акцессорных ферромагнитных м-лов, гл. обр. магнетита и титаномагнетита. Теоретически (Вейнберг, 1966) и экспериментально (Дортман, 1964) установлена прямая корреляционная зависимость между В. м. п. и процентным содер. в них магнетита (титаномагнетита). Эта зависимость в отдельных форм. переходит в функциональную. Класс ферромагнитных п. характеризуется наличием естественной остаточной намагниченности, также в общем случае зависящей от содер. ферромагнитных м-лов. (см. Намагниченность) . Общее содер. железа в магме или исходной п. определяет потенциальную возможность образования ферромагнитных м-лов, а их конкретное содер. и, как следствие, величина В. м. п. зависят от геохим. режима.

В. м. разл. гр. интрузивных и эффузивных п. характеризуется широкими, но вполне определенными пределами изменения. При этом нижний предел для всех п. равен единицам 10-6 СГС, а верхний возрастает с повышением основности п. Среди каждой петрографической гр. п. выделяются более дробные петромагнитные гр., связанные с генезисом и формационной принадлежностью. Характеристика некоторых п. приводится в табл.

Породы

κ,10-6 СГС

Количество групп

Пегматиты, аплиты

0—100

1

Граниты рапакиви

0—100

1

“ реоморфические

0—700

3

“ метасоматические

0—1500

4

“ интрузивные, батолитические

0—700

3

“ то же, трещинные

300—6000

4

“ щелочные

0—3000

5

Гранодиориты

0—6000

6

Диориты

0—12000

7

Анортозиты

0—100

1

Габбро, габбро-диабазы

0—20000

7

Нориты

0—12000

6

Пироксениты, перидотиты

0—300

2

Дуниты

0—300

1

Серпентинизированные гипербазиты;

существенно магнезиальные

0—700

2

существенно железистые

300—40000

4

Оливиниты

12—40000

2

Картина распределения В. м. эффузивных п. аналогична, но верхние пределы κ несколько ниже. Метам. п. подразделяются на парапороды, В. м. которых слабая, и ортопороды, для которых характерны широкие пределы изменения х. Наибольшей В. м. обладают железистые кварциты — от 1500 до > 40000·10-6 СГС. В. м. осад. п. платформенных р-нов редко превышает 20·10-6 СГС, в складчатых р-нах достигает 300·10-6 СГС.

Гидротермальные изменения всех п. в большинстве случаев приводят к уменьшению В. м. до единиц 10-6 СГС. Связь В. м. с возрастом п. наблюдается в пределах отдельных р-нов и тект. зон. Устанавливается определенная магнитная характеристика интрузивных комплексов и понижение В. м. п. от первых к конечным фазам интрузий. В региональном плане характерна разл. петромагнитная характеристика п. древних щитов, зон активизации и складчатых обл.; в пределах последних четко различаются крупные антиклинорные и синклинорные зоны В. м. г. п. и м-лов определяется в образцах с высокой точностью (10-7 СГС) на астатических магнитометрах, стационарных и переносных (МА-21), и рокгенераторах; с точностью 10-6 СГС, при погрешности 10—20% на электронных каппаметрах (ИМВ-2). Существует ряд методов расчета В. м. г. п., выходящих на дневную поверхность и залегающих на значительной глубине, по картам аномального магнитного поля D Т и съемкам D Z. В. м. сильно магнитных п. может быть определена по данным магнитного каротажа. Большая дифференцированность г. п. по В. м. обусловливает широкое использование этого параметра для решения многих вопросов геологии, геохимии и металлогении. Н. Б. Дортман.


Другие определения:

АРСЕНИОПЛЕИТ [πλείον] (плейон) — множество; по парагенезису со многими арсенатами] — м-л, ~(Ca, Mn)3 (Mn2+, Mn3+, Mg, Fe3+)4[(OH)4|(AsO3OH) (AsO4)3]. Мо...

БУРЫЙ ЖЕЛЕЗНЯК БУРЫЙ ЖЕЛЕЗНЯК — общее наименование всех руд, состоящих из водных окислов железа. См. Лимонит. ...

ВУЛКАН ГАВАЙСКОГО ТИПА ВУЛКАН ГАВАЙСКОГО ТИПА — тип центр. вулкана, постройка которого состоит из тонких “слоев” лавы и только ничтожного количества рыхлых продуктов, переслаивающихся с лавой. Характерна форма в виде очень пологого щита, падение склонов которого ...

ДИАГРАММЫ ТОМИТЫ ДИАГРАММЫ ТОМИТЫ , 1958, — три тройные треугольные петрохим. диаграммы в нормативных параметрах системы CIPW, позволяющие проследить путь естественной кристаллизации базальтовой магмы и сравнить его с экспериментальными данными: 1...

ПЛЮМБОФЕРРИТ — м-л, РbO 2Fe2O3. Триг. Габ. толстотаблитчатый. Сп. по {0001}. Агр. чешуйчатые. Черный. Черта красная. Тв. 5. Уд. в. 6,07 (6,55 вычислен). Вметаморфизованных Мn рудах. ...

ПУСТОТЫ ВТОРИЧНЫЕ ПУСТОТЫ ВТОРИЧНЫЕ — см. Поры вторичные. ...

РЕЦЕССИЯ ФРОНТА СКЛАДЧАТОСТИ РЕЦЕССИЯ ФРОНТА СКЛАДЧАТОСТИ [recessus — отступление] — перемещение фронта складчатости по мере проявления более молодых эр тектогенеза (Stille, 1924). См. Миграция складчатости.