ОПРЕДЕЛЕНИЕ МАГНИТНЫХ СВОЙСТВ ГОРНЫХ ПОРОД ПРИ ПАЛЕОМАГНИТНЫХ ИССЛЕДОВАНИЯХ

Изучение магнетизма горных пород, особенно их естественной остаточной намагниченности I_n, приобрело большое значение для геологии в связи с исследованием явлений палеомагнетизма. Эти явления составляют предмет исследования отрасли геофизики – палеомагнитологии, которая изучает геологическое прошлое магнитного поля Земли и на основе этих данных исследует явления исторической геологии, тектоники и физики Земли.

Сложность истории изменения земного магнитного поля, колебания состава разновозрастных компонент I_n и разная степень их сохранности даже в пределах одной коллекции образцов – все это обусловливает многообразие распределения I_n в тех или иных группах пород. Однако во многих случаях эти распределения можно интерпретировать как результат сложения двух векторов первичной (остаточной) намагниченности и вторичной намагниченности , которая возникла недавно и имеет одинаковое направление с современным земным магнитным полем в точке наблюдения.

Первичная (остаточная) намагниченность является своего рода памятью магнитной истории формирования горных пород, а также изменений древнего магнитного поля Земли.

Естественная остаточная намагниченность горных пород возникла во время их образования, ориентирована в направлении существовавшего в то время геомагнитного поля и сохранилась неизменной по отношению к последующим изменениям магнитного поля. Следовательно, по измеренным значениям вектора остаточной намагниченности с учетом координат точки отбора можно вычислить направление земного магнитного поля эпохи возникновения намагниченности в образце. По изучению первичной остаточной намагниченности образцов различного возраста, отобранных в различных регионах земного шара, получена основная часть сведений об истории магнитного поля Земли.

Величина естественной остаточной намагниченности зависит от многих факторов – концентрации магнитных минералов, их магнитных свойств (особенно коэрцитивной силы) и условий формирования. Величину естественной остаточной намагниченности горных пород выражают с помощью параметра , где – индуктивная намагниченность. Параметр Q мало зависит от концентрации магнитных минералов и может свидетельствовать о степени сохранности . Более точно это понятие выражается термином стабильность. Самая высокая стабильность присуща горным породам, содержащим магнитные минералы с большим значением коэрцитивной силы (гематит, титаномагнетит). Фактор Q таких образований исчисляется десятками единиц. Естественная остаточная намагниченность горных пород, обладающих высокой стабильностью, обычно устойчива по отношению к размагничивающим воздействиям различной природы (температуры, переменного магнитного поля, времени и т.п.). Особенно стабильно ее направление.

Считается, что направления первичной намагниченности являются функцией географического положения и возраста соответствующих геологических объектов. Распределение же направлений первичной намагниченности горных пород, изученных в пределах тектонически стабильных территорий и имеющих один геологический возраст, соответствует полю диполя с характерными для данного возрастного интервала координатами палеомагнитного полюса и определенной полярностью. Под прямой полярностью понимается полярность, соответствующая нынешнему направлению главного магнитного поля Земли. Установлено, что магнитное поле планеты многократно изменяло знак, измерение же координат палеомагнитных полюсов, устанавливаемое при палеомагнитных исследованиях, связывается с движением литосферных плит относительно оси вращения Земли.

Смена магнитным полем Земли знака (инверсия) происходила в геологическом масштабе очень часто. Это следует из того, что разновозрастные разрезы осадочных и вулканогенных толщ, изученные в различных регионах Земли, оказались расчлененными на чередующиеся зоны n и r соответственно прямой и обратной намагниченности. Длительность формирования каждой зоны оценивается в 1 – 10 млн. лет.

Связь между остаточной намагниченностью и магнитной восприимчивостью определяется выражением

где χ – это наиболее информативный и наиболее просто измеряемый магнитный параметр.

В практике палеомагнитных измерений большое распространение получил индукционный способ определения магнитной восприимчивости χ, которая является безразмерной величиной, но имеет разные значения в системах еди­ниц СИ и СГС:

χ (СИ)=4π ∙χ (СГС),

χ принято измерять в 10^-5 ед. СИ, поскольку такой порядок имеют наименее магнитные породы.

Индукционный метод измерения магнитной восприимчивости горных пород в переменном магнитном поле основан на том, что при внесении маг­нитной среды или образца в рабочую область датчика (катушек, питаемых переменным током) изменяется поток магнитной индукции, или индуктив­ные параметры катушек.

Достоинство индукционного метода состоит в том, что он позволяет измерять χ горных пород непосредственно. Остаточная намагниченность не оказывает влияния на результаты измерений.

Для измерения χ используются приборы двух типов: полевые (ИМВ-2, КТ-3, КТ-5 и ПИМВ) и лабораторные (KLY-1, KLY-2). Принцип работы этих приборов следующий. Если расположить на концах Н-образного сер­дечника из листового пермаллоя 1 две пары одинаковых возбуждающих ка­тушек 2,питаемых током I различного направления (рис. 2.1), то в индика­торной индукционной катушке 3, находящейся на перемычке магнитопровода, магнитный поток будет практически отсутствовать. При замыкании верхних концов магнитопровода образцом породы 4 магнитный поток, соз­данный верхними катушками, изменится в соответствии с магнитной восприимчивостью χ образца породы.

Рис. 2.1.Схема действия дифференциального магнитного моста

измерителя магнитной восприимчивости

Возбуждающие катушки прибора питаются от генератора переменного тока заданной частоты f, который генерирует в индикаторной катушке ЭДС (ε), пропорциональные магнитному потоку Ф (рис. 2.2).

Рис. 2.2. Блок-схема измерителя магнитной

восприимчивости ПИМВ

При наложении на верхние концы дифференциального магнитного моста образца породы происходит изменение во времени магнитного потока дФ/дτ, что приводит к изменению величины ЭДС на величину Δε, в связи с чем

,

где С – постоянная прибора.

Накладывая последовательно образцы определенной формы и размеров с известной χ₀ и неизвестной χ’ величинами магнитной восприимчивости, будем иметь

,

откуда

,

где n и n₀ – числа делений, на которые отклоняется стрелка прибора с образцом с эталоном на магнитопроводе.

Величина измеренной магнитной восприимчивости χ’ связана с истинным ее значением зависимостью следующего вида:

, (2.5)

где N_Б – баллистический коэффициент размагничивания, величина которого зависит от типа установки, формы образца и параметров датчика магнитного поля. Коэффициент N_Б определяется экспериментально по данным измерений χ’ материалов с высокой и известной магнитной восприимчивостью χ.

Перед использованием приборы должны быть проэталонированы, т. е. должен быть выполнен их метрологический контроль. После эталонирования выполняют массовые измерения на образцах (в лаборатории или в кернохранилищах).

ИСПОЛЬЗОВАНИЕ РАДИОАКТИВНЫХ ИЗОТОПОВ ДЛЯ ОПРЕДЕЛЕНИЯ АБСОЛЮТНОГО ВОЗРАСТА ГЕОЛОГИЧЕСКИХ ОБРАЗОВАНИЙ

Свинцовый метод является наиболее надежным и разработанным методом. В основе его лежит процесс превращения урана, тория и актиноурана в радиогенный свинец:

Для определения абсолютного возраста свинцовым методом выбирают ра­диоактивные минералы с содержанием U и Th более 1 %, например уранинит, монацит, ортит и циркон. Пригодные для свинцового метода минералы хорошей сохранности встречаются чаще всего в пегматитах и кварцевых жилах. В наи­более простом случае, когда минерал содержит элементы только уранового ряда, а возраст его относительно мал (меньше 200 млн. лет), расчет возраста произ­водится следующим образом. Пусть N₀ — число атомов урана в минерале во время его образования, N_t— число атомов урана по прошествии времени t (в настоящее время), Рb_U— число атомов свинца-206, образовавшихся за вре­мя t, l_U — константа распада урана. Согласно закону превращения радиоак­тивного вещества, N₀ = . При t < 200 млн. лет решение этого выражения относительно t:

.

Содержание свинца и урана определяется обычно методами химического анализа и выражается в граммах, поэтому в окончательной формуле для рас­чета возраста необходимо учесть атомные веса урана и свинца:

.

При одновременном присутствии в минерале урана и тория последний вы­ражают в виде эквивалента урана, учитывая соотношение их активностей. Формула для расчета возраста (в млн. лет) в этом случае имеет вид

.

Эта формула не учитывает распада актиноурана и уменьшение количества U и Th со временем.

Для вычисления возраста древних минералов (t > 200 млн. лет) следует произвести изотопные определения свинца и урана. Формулы для расчета возраста по различным вариантам свинцового метода имеют следующий вид:

;

Для удачно подобранных минералов хорошей сохранности значения воз­раста, рассчитанные по этим формулам, обычно совпадают.

В случае изотопного анализа свинца, извлеченного из минерала, возраст можно рассчитать без применения урана по формуле

.

Метод определения возраста минералов по отношению изотопов свинца считается наиболее надежным.

Гелиевый метод вычисления абсолютного возраста основан на определении соотношения между количествами накопившегося гелия и ис­ходного изотопа (U, Th, AcU). Минералы с большим содержанием радиоактив­ных элементов не пригодны для определения их возраста гелиевым методом, так как скопление большого количества радиогенного гелия создает повышен­ное давление газа внутри минерала, и гелий диффундирует из него в окружа­ющую среду. Для определения возраста годятся кристаллы самородных метал­лов (железа, меди, платины), а также минералы хорошей сохранности из группы танталониобатов и шлиховой магнетит. Однако и в этом случае возраст пород, определенный гелиевым методом, получается обычно заниженным.

При отсутствии потери гелия возраст минералов, млн. лет (t < 200 млн. лет) рассчитывается по формуле

,

где количество гелия и тория дано в граммах.

Если количество Не выражено в миллилитрах, то

.

Для древних минералов, возраст которых превышает 200 млн. лет, расчет производится по формулам, учитывающим распад радиоактивных элементов.

Аргоновый метод основан на определении соотношения между количествами изотопа калия-40, содержащегося в образце, и накопившегося из него аргона-40. Расчет абсолютного возраста аналогичен приведенному выше. Одно из существенных преимуществаргонового метода заключается в том, что калий в достаточно большом количестве входит в состав большинства горных пород, и образцы для геохронологических исследований могут быть получены из всех основных групп горных пород: магматических, метаморфиче­ских и осадочных. Наиболее пригодны для определения возраста настоящим методом слюды (мусковит, биотит). Менее надежным, но приемлемым является определение возраста по калиевым полевым шпатам и породам (гальки, песчаники, глины). Достаточно надежным во многих случаях оказалось определение возраста осадочных пород с использованием аутигенных минералов, в частности глауконита.

Формула для расчета возраста t, млн. лет, после подстановки в нее значений констант распада ⁴⁰К имеет вид

.

Так как различие в атомных весах ⁴⁰Аr и ⁴⁰K очень мало, то величины ⁴⁰Аr и ⁴⁰K выражают в весовых единицах (на единицу веса образца). Определение концентрации элемента калия К, %, производится методами химического анализа: концентрация изотопа ⁴⁰K (в граммах на 1 г образца) рассчитывается из соотношения ⁴⁰K=1,22∙10^-6К. Содержание ⁴⁰Ar определяется на масс-спектрометре или для нахождения концентрации элемента Аr используется активационный анализ.

Стронциевый метод определения абсолютного возраста древних минералов и пород основан на накоплении ⁸⁷Sr, образующегося в минералах при распаде ⁸⁷Rb. Для определения возраста стронциевым методом пригодны такие минералы хорошей сохранности, как лепидолит, биотит, мусковит, роговая обманка, монацит и др.

Содержание Rb находится методами химического анализа и на масс-спектрометре, а Sr – на масс-спектрометре.

Методы определения возраста молодых образований. В современных осадочных породах, образующихся на дне морей и океанов, среди элементов уранового, ториевого и актиноуранового рядов нет равновесия. Это объясняется тем, что растворенные в океанической воде радиоактивные элементы выпадают на дно океана в резко неравновесных соотношениях, например, иония выпадает больше, чем радия, а радия больше, чем урана.

Изменение содержания радия по длине керна глубоководного осадка является функцией времени и зависит от начальных количеств урана, иония и радия, заключенных в поверхностных частях осадка, т.е. в верхах керна. Определив радиохимическим методом концентрации Ra₀ в верхнем слое осадка и Ra_t в основании керна, можно рассчитать время накопления осадка данной толщины:

.

Аналогично можно определить возраст отдельных более глубоких слоев по ионию, если он имеется в избытке по отношению к урану. Радиевым методом можно определить возраст осадков до 16 000 лет, иониевым – до 500 000 лет.

Возраст молодых образований, содержащих изотоп радиоактивного углерода ¹⁴С, находится радиоуглеродным методом, широко использующимся в археологии. В последние годы исследуется возможность его применения для нахождения возраста подземных вод. Радиоуглеродным методом можно определить возраст до нескольких десятков тысяч лет.

Возраст образца (точнее, период времени, прошедший с момента прекращения поступления в него СО₂ из атмосферы) вычисляется по формуле

,

где l_С – константа распада изотопа ¹⁴С; I₀, I_t – удельная активность углерода соответственно из современного образца и исследуемого древнего.

ТЕПЛОВОЕ ПОЛЕ ЗЕМЛИ