2岩石磁性
岩石物理性质
岩石物理性质地球物理勘探中所涉及的各类岩石和矿物的物理性质。
岩石的密度、弹性波传播速度、磁化率、电阻率、热导率、放射性等,是形成各种地球物理场的基础(表1)。
磁性常用的岩石磁性参数是磁化率、磁化强度、剩余磁化强度矢量,以及剩余磁化强度同感应磁化强度的比值Q。
矿物按其磁性的不同可分为3类:①反磁性矿物,如石英、磷灰石、闪锌矿、方铅矿等。
磁化率为恒量,负值,且较小。
②顺磁性矿物,大多数纯净矿物都属于此类。
磁化率为恒量,正值,也比较小。
③铁磁性矿物,如磁铁矿等含铁、钴、镍元素的矿物。
磁化率不是恒量,为正值,且相当大。
也可认为这是顺磁性矿物中的一种特殊类型。
岩石的磁性主要决定于组成岩石的矿物的磁性,并受成岩后地质作用过程的影响。
一般说,橄榄石、辉长石、玄武岩等基性、超基性岩浆岩的磁性最强;变质岩次之;沉积岩最弱。
①岩浆岩的磁性取决于岩石中铁磁性矿物的含量。
结构构造相同的岩石,铁磁性矿物含量愈高,磁化率值愈大。
铁磁性侵入岩的天然剩余磁化强度,按酸性、中性、基性、超基性的顺序逐渐变大。
铁磁性侵入岩的特点是Q值一般小于1。
由接触交代作用而形成的岩石,Q值可达1~3,甚至更大。
②沉积岩的磁性主要也是由铁磁性矿物的含量决定的。
分布最广的沉积岩造岩矿物,如石英、方解石、长石、石膏等,为反磁性或弱1顺磁性矿物。
菱铁矿、钛铁矿、黑云母等矿物之纯净者是顺磁性矿物;含铁磁性矿物杂质者具有强顺磁性。
沉积岩的磁化率和天然剩余磁化强度值都比较小。
③变质岩的磁性是由其原始成分和变质过程决定的。
原岩为沉积岩的变质岩,磁性一般比较弱;原岩为岩浆岩的变质岩在变质作用相同时,其磁性一般比原岩为沉积岩的变质岩强。
大理岩和结晶灰岩为反磁性变质岩。
岩石变质后,磁性也发生变化。
蛇纹石化的岩石磁性比原岩强;云英岩化、粘土化、绢云母化和绿泥石化的岩石,磁性比原岩减弱。
岩石磁性的各向异性是岩石的层状结构造成的。
磁化率高,变质程度深的岩石,磁各向异性很明显。
第二章(2)磁法勘探(岩矿石磁性、磁力仪与磁法勘探野外工作方法)
90 80 70 60 50 40 30 20 10
10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200 210
κ(磁化率) Mr (剩余磁化强度) M (总磁化强度)。
• 岩石的剩余磁性
• 自然界中岩石在成岩时期的地磁场作用下所 获得的剩余磁性,称为天然剩余磁性,通常 用NRM (Natural Remanent Magnetism)表 示,它是古地磁学的研究对象。
• 不同类别的岩石获得的天然剩余磁性的类型 是截然不同的。
(二)矿物的磁性
1、反磁性矿物 κ(磁化率)很小,一般为10-5 SI( κ)
常见矿物有:岩盐、石膏、方解石、石英、大理石、 石墨、金刚石及长石
2、顺磁性矿物 κ< 10-3 SI( κ)
常见矿物有:黑云母、角闪石、辉石、蛇纹石、 及石榴子石等。
3、铁磁性矿物 κ及Mr 都很大;
常见矿物有:磁铁矿、钛磁铁矿、磁赤铁矿、磁黄 铁矿等。
■ 磁法勘探资料整理与图示:
1、资料整理:求得各测点相对于基点的磁场差值
在强磁场区,磁异常按下式计算:
B B观 -B基点
在弱磁场区,磁异常按下式计算:
B B观 - B基点 B日变 B高程 B纬度
2、磁异常的图示 基本图件与重力勘探一样
• 天然剩余磁性的类型有: 热剩余磁性,化学 剩余磁性,沉积剩余磁性和粘滞剩余磁性。
• 1、热剩磁TRM (Thermal RM)
• 火成岩的剩余磁化方式主要是热剩磁。
• 所谓热剩磁就是炽热熔岩,其温度都在 磁性矿物居里点 (500一7000C)以上,从 地下喷出地面后在地磁场中冷却至常温 的过程中,磁性矿物因受到当地、当时 地磁场的作用,而平行于地磁场的方向 被磁化,其结果获得很强的剩磁,这种 剩磁称为热剩磁。
地磁磁场的基本特征及应用
地磁磁场的基本特征及应用地球磁场:地球周围存在的磁场,包括磁层顶以下的固体地球内部和外部所有场源产生的磁场。
地球磁场不是孤立的,它受到外界扰动的影响,宇宙飞船就已经探测到太阳风的存在。
因为太阳风是一种等离子体,所以它也有磁场,太阳风磁场对地球磁场施加作用,好像要把地球磁场从地球上吹走似的。
尽管这样,地球磁场仍有效地阻止了太阳风长驱直入。
在地球磁场的反抗下,太阳风绕过地球磁场,继续向前运动,于是形成了一个被太阳风包围的、彗星状的地球磁场区域,这就是磁层。
地球磁层位于距大气层顶600~1000公里高处,磁层的外边界叫磁层顶,离地面5~7万公里。
在太阳风的压缩下,地球磁力线向背着太阳一面的空间延伸得很远,形成一条长长的尾巴,称为磁尾。
在磁赤道附近,有一个特殊的界面,在界面两边,磁力线突然改变方向,此界面称为中性片。
中性片上的磁场强度微乎其微,厚度大约有1000公里。
中性片将磁尾部分成两部分:北面的磁力线向着地球,南面的磁力线离开地球。
地磁学:是研究地磁场的时间变化、空间分布、起源及其规律的学科。
固体地球物理学的一个分支。
时间范围:已可追溯到太古代(约35亿年前)——现代空间范围:从地核至磁层边界(磁层顶),磁层离地心最近的距离: 8~ 13个地球半径组成和变化规律及应用:磁偶极子:带等量异号磁量的两个磁荷,如果观测点距离远大于它们之间的距离,那么这两个磁荷组成的系统称为磁偶极子。
地磁场的构成地球磁场近似于一个置于地心的同轴偶极子的磁场。
这是地球磁场的基本特征。
这个偶极子的磁轴和地轴斜交一个角度,。
如图1.1所示,N、S分别表示地磁北极和地磁南极。
按磁性来说,地磁两极和磁针两极正好相反。
同时,磁极的位置并不是固定的,每年会移动数英里,两个磁极的移动彼此之间是独立的,关于地磁极的概念有两种不同的思路和结果:理论的和实测的。
理论的地磁极是从地球基本磁场中的偶极子磁场出发的。
实测的地磁极是从全球地磁图(等偏角地磁图和等倾角地磁图)上找出的磁倾角为90°的两个小区域,这两个地点不在地球同一直径的两端,大约偏离2500千米。
岩石的磁性
第二章岩石的磁性位于地壳中的岩石和矿体处在地球磁场中,从它们形成时起,就受其磁化而具有不同程度的磁性,其磁性差异在地表引起磁异常。
研究岩石磁性,其目的在于掌握岩石和矿物受磁化的原理,了解矿物与岩石的磁性特征及其影响因素,以便正确确定磁力勘探能够解决的地质任务,以及对磁异常作出正确的地质解释。
有关岩石磁性的研究成果,亦可直接用来解决某些基础地质问题,如区域地层对比,构造划分等。
第一节物质磁性任何物质的磁性都是带电粒子运动的结果。
原子是组成物质的基本单元,它由带正电的原子核及其核外电子壳层组成。
电子绕核沿轨道运动,具有轨道磁矩。
电子还有自旋运动,具有自旋磁矩。
这些磁矩的大小,与各自的动量矩成正比。
原子核为带正电粒子组成,呈自旋转动,亦具有磁矩,但数值很小。
因此,原子总磁矩是电子轨道磁矩、自旋磁矩、及原子核自旋磁矩三者的矢量和。
各类物质,由于原子结构不同,它们在外磁场作用下,呈现不同的宏观磁性。
一、抗磁性(逆磁性)抗磁性或逆磁性,是由于该类物质原子的各电子壳层中,电子成对出现,自旋方向相反,因而抵消了它的自旋磁矩;其轨道磁矩也因相邻轨道磁场的相互作用而抵消,故这类原子没有剩余磁矩。
当受外磁场作用后,电子受到洛伦兹力的作用,其运动轨道绕外磁场作旋进(拉莫尔旋进),此旋进产生附加磁矩,其方向与外磁场相反,形成抗磁性。
实际上它是物质的一种普遍性质。
当外磁场去掉时,附加磁矩随即消失,并与温度无关。
这类物质的磁化率为负值,且数值很小,如图1.2-1所示。
图1.2-1 抗磁性与顺磁性物质的磁化二、顺磁性物质原子的不同电子壳层中,含有非成对的电子,其自旋磁矩未被抵消,在外磁场作用下,电子自旋的磁矩方向转为与外磁场平行,这种特性叫顺磁性。
然而,若失去外磁场的作用,热骚动使原子磁矩取向混乱。
顺磁性物质,其磁化率为不大的正值,且其磁化率与绝对温度成反比。
服从居里定律:CK=,C为居里常数,T为温度(1.2-1)三、铁磁性在弱外磁场作用下,铁磁性物质即可达到磁化饱和,其磁化率要比抗、顺磁性物质的磁化率大很多。
岩石的地质学实验
岩石的地质学实验岩石是地质学中的重要研究对象,通过实验可以对岩石的性质和形成过程进行深入研究。
地质学实验涵盖了多个方面,包括岩石的物理性质、化学性质、形态特征以及岩石变形和分解等。
本文将重点介绍几种常见的岩石地质学实验。
一、岩石物理性质实验1. 密度测定实验密度是岩石的一个重要物理性质,通常使用质量和体积来表示。
在实验中,我们可以通过称量岩石样品的质量并浸入水中测定体积,然后计算出岩石的密度。
这种实验方法被称为浮法测定。
2. 孔隙度和孔隙率实验岩石的孔隙度是指岩石中的总体积中孔隙占据的部分的比例。
孔隙度和孔隙率通常可以通过测量岩石样品的饱和质量(即含水量)和干质量,然后计算出来。
这些数据对于水文地质和油气勘探等领域具有重要意义。
3. 磁化率实验磁化率是研究岩石磁性的重要参数。
使用磁化率仪可以测量岩石样品在外加磁场作用下的磁化率。
这种实验方法可以用于研究地磁场对岩石反应的影响,以及岩石中可能存在的磁性矿物。
二、岩石化学性质实验1. 酸蚀实验酸蚀实验可以用于确定岩石中存在的酸溶性矿物。
在实验中,可以选择一种酸性试剂(如盐酸)来与岩石样品接触,观察是否产生气泡或溶解反应,从而推断岩石中酸溶性矿物的存在。
2. 岩石溶解实验溶解实验可以用于研究岩石中的可溶性矿物。
在实验中,可以选择一种溶液(如氢氧化钠溶液)与岩石样品接触,观察是否发生溶解反应。
通过溶解实验可以确定岩石中的可溶性矿物类型以及它们的溶解特性。
3. 物理吸附实验物理吸附实验可以研究岩石表面的吸附性质。
在实验中,可以使用一种吸附剂(如活性炭)与岩石样品接触,观察吸附剂上吸附的气体分子或溶质的种类和数量。
这种实验方法对于研究岩石中的孔隙结构和孔隙表面特征具有重要意义。
三、岩石形态特征实验1. 岩石显微镜观察实验显微镜观察实验可以研究岩石的显微结构和组成。
通过使用显微镜,可以观察到岩石中的矿物颗粒、晶体结构以及岩石中可能存在的裂缝和变形等特征。
2. 岩石薄片制备实验岩石薄片制备实验是为了进行岩石显微镜观察而进行的。
地磁学原理
三、地磁场随时间变化
1.长期变化(内因为主)
变化规律:磁矩变小,磁极西向飘移
2. 2.短期变化
平 静 变 化 干 扰 变 化
太 阳 日 变 化 太 阴 日 变 化 年 变 化 磁 暴 不 规 则 变 化 湾 形 变 化 , 沟 形 变 化 短 周 期 变 化
中国地磁图中各地磁要素的分布特点: 中国地磁图中各地磁要素的分布特点: • 垂直强度 ,由南到北从-0.1×10-4T增加至 垂直强度Z,由南到北从 × 增加至 0.56×10-4T。 × 。 • 水平强度 ,由南到北从 ×10-4T减小至 水平强度H,由南到北从0.4× 减小至 0.2l×l0-4T。 × 。 磁倾角I,由南到北从-10 增加至+700。 磁倾角 ,由南到北从 0增加至 • 磁偏角 的零偏线约从新疆与西藏交界处向东 磁偏角D的零偏线约从新疆与西藏交界处向东 南方向延伸,穿过青海, 南方向延伸,穿过青海,并在兰州与成都之西 折向西南方向,再穿过四川、贵州与云南, 折向西南方向,再穿过四川、贵州与云南,然 后延伸至越南。零偏线以东, 由 后延伸至越南。零偏线以东,D由00变化至 110(西),零偏线以西,D由00变化至 0 (东)。 西 ,零偏线以西, 由 变化至5 东 。
(磁子午线) H
x
D 0 y I (正东) T
Z
T, I, D , Z, H(X,Y)
图1 地磁要素
•
世界地磁图基本上反映了来自地球核部场源的各地磁要素随地理分布的基 本特征。下图为1980年的地磁场水平强度 等值线图 单位为 年的地磁场水平强度H等值线图 单位为nT)。从图中可 本特征。下图为 年的地磁场水平强度 等值线图(单位为 。 以看出,水平分量等值线大致是沿纬度线排列的曲线族, 值由赤道向两极 以看出,水平分量等值线大致是沿纬度线排列的曲线族,H值由赤道向两极 逐渐减小至零。 逐渐减小至零。
岩石的物理性质与性质分析
岩石的物理性质与性质分析岩石是地球表面最常见的地质材料之一,其物理性质和性质分析对于地质学研究以及工程建设都起到至关重要的作用。
本文将对岩石的物理性质进行介绍,并探讨如何对岩石的性质进行分析。
一、岩石的物理性质1. 密度密度是岩石的重要物理性质之一,通常用质量与体积的比值表示。
岩石的密度不仅与岩石的成分有关,还与其孔隙度和结构形态等因素密切相关。
不同类型的岩石其密度差异较大,例如火山岩的密度一般较低,而花岗岩和玄武岩的密度相对较高。
2. 弹性模量弹性模量是衡量岩石抗弹性变形能力的重要指标,通常用应力与应变的比值表示。
弹性模量可分为体积弹性模量、剪切模量和弯曲模量等。
不同类型的岩石其弹性模量也不同,例如砂岩的弹性模量相对较低,而页岩和石灰岩的弹性模量相对较高。
3. 磁性岩石的磁性是指岩石在外磁场作用下表现出的磁特性。
大部分岩石都具有不同程度的磁性,但具体的磁性表现与岩石的成分、结构以及成岩过程等因素有关。
通过对岩石的磁性分析,可以了解地质历史和构造变形。
4. 热性质岩石的热性质包括导热性、热膨胀系数和热导率等。
岩石的导热性取决于其成分、密度和孔隙度等因素,而热膨胀系数则决定了岩石在温度变化下的体积变化。
热导率是指岩石传导热量的能力,与岩石的矿物含量和孔隙度等因素有关。
二、岩石性质分析方法1. 物理试验常用的岩石性质分析方法之一是物理试验,包括密度测定、弹性模量测定和磁性测定等。
密度测定可通过称重和容器体积测量来完成,而弹性模量的测定通常使用弹性波速度的测量方法。
磁性测定则需要使用磁化强度计等仪器完成。
2. 岩心实验岩心是由地下取得的连续岩石样本,在岩石性质分析中起到非常重要的作用。
通过对岩心的观察和实验室分析,可以了解岩石的颜色、质地、孔隙度、矿物组成等特征,从而推测岩石的物理性质。
3. 地球物理勘探地球物理勘探是一种通过地球物理方法研究地壳结构和性质的方法。
它包括地震勘探、电磁测深、重力测量和磁力测量等。
磁法勘探的基本原理及应用
建立各种规则或不规则磁性体的物理模型或成矿模式, 用数学物理方法求解模型周围空间磁场的分布及与模型 各参量的关系。根据这种分布和关系去分析待解释的异 常,从而对引起异常的磁性地质体的赋存状态和磁化状 态作出推断。
资料处理的一般过程
• 数据预处理:日变改正、高度改正、纬度 改正、曲线圆滑等
二、地磁场及岩石磁性
• 地磁场的正常梯度:地球表面正常分布的 地磁场强度随距离的变化率(伽马/公里)
• 南北向梯度大于东西向 • 随维度变化:Za梯度低纬度地区大,高纬
度地区小;H梯度与之相反 • 我国由南到北垂直分量的正常梯度值的变
化范围约为13.0—6.5伽马/公里 • 随垂直高度也有变化
二、地磁场及岩石磁性
• 影响岩石磁性的因素: • 铁磁性矿物含量越高,磁性越强 • 铁磁性矿物颗粒越大,磁性越强 • 铁磁性矿物胶结越紧密,磁性越强 • 压力、温度影响复杂
二、地磁场及岩石磁性
• 三大岩类磁性的一般特征: • 1、沉积岩:磁性较弱 • 2、火成岩:随基性增强而增强;喷发岩磁
化率变化大;热剩磁明显 • 3、变质岩:与原岩及生成条件有关
主异常处 无显示
次异常 值偏高
埋深 100米
矿体正演曲线 与实测曲线对比
主异常处 无显示
2条矿体模型 反演结果
引起异常的主 要矿体
钻探未 发现
ZK3-1
ZK0-1
ZK1-1
ZK0-2
钻探未见第一 层矿原因:
钻孔位于异常 边界,勘探线 未穿过矿体。
应避免旁侧线 定钻孔
磁场微弱、平静、单调 常作为正常场
部分砂页岩或含磁铁矿的大理岩显示 磁性
五、异常特征的识别
不同地质体上的异常特征
岩石磁性
岩石磁性岩石磁性rock magnetism由岩石所含铁磁性矿物产生的磁性。
岩石磁性的强弱由岩石的磁化强度决定。
岩石如被放入磁场则被磁化。
当把外磁场去掉以后,岩石仍会保留一部分磁化强度,叫做剩余磁化强度,简称剩磁。
它不仅同岩石性质和外磁场有关,也同岩石所处的物理状态以及化学过程有关。
研究岩石磁性,可以追溯岩石的磁化历史,发现古地磁场的变化情况。
岩石在自然界中获得剩磁的方式有:①热剩磁(TRM)。
在高于居里点的状态下,对铁磁性物质进行磁化,并且逐步降温,当温度低于居里点时去掉外磁场,铁磁性物质将获得永久性的剩磁。
②碎屑剩磁(DRM),又称沉积剩磁。
是已经磁化的岩石碎屑在水中或空气中沉积时,受到地磁场的定向排列作用而产生的剩磁。
这种剩磁相当稳定。
③化学剩磁(CRM)。
在常温下,在较弱的外磁场中,岩石中的磁性矿物由于氧化等化学反应、相变或结晶增长等过程而获得的剩磁。
其强度和稳定性都可同热剩磁相比。
此外,还有等温剩磁、粘滞剩磁、压剩磁等也与地磁场作用有关。
一般沉积岩的磁参数表2-1岩石名称K X10-5SI Jr X10-3A/m砂岩10~150 50含铁砂岩1180 2440砂砾岩10~600页岩10~750 10~300表土25~120黄土3~500灰岩0~100 0~11一般火成岩磁化率参数统计表表2-2产状岩石名称K X10-5SI 平均K X10-5SI深成岩超基性岩类30-15490 3410 基性岩类200-39000 6530 中性岩类37-8683 2600 过渡岩类800-2500 2150 酸性岩类100-2800 1020 碱性岩类60-1650 740 脉岩类600-6800 3020浅成岩基性岩类100-10000 2760 中性岩类230-8300 2900 过渡岩类208酸性岩类200-2000 1220喷出岩超基性岩类2000基性岩类837-5000 2860中性岩类445-6700 2750过渡岩类140-3000 1310酸性岩类150-4000 2370碱性岩类85火山碎屑岩类32-10600 2648一般变质岩磁参数特征统计表表2-3变质类型变质程度岩石名称K(X4πX10-6SI)K(X4πX10-6SI)平均Jr(X10-3A/m)Jr(X10-3A/m)平均区域变质浅变质岩带板岩14-3230 750 3-390 360千枚岩20-46 29中变质岩带石英片岩600-2000 1020 175绢云母片岩2300-16000 6700 600-8700 4000绿泥片岩2600-12000 8100 1200-1500 1416 绿泥斜长片岩26-7400 3310 3-3900 1650 角闪片岩6300-12000 9150 260 绿泥阳起片岩40-50 45 15-17 16 片岩类20-16000 4700 3-8700 1897 深变质岩带片麻岩类500-38150 12600 120-12200 3540角闪岩197-29000 10100 122-13000 4880接触变质接触变质岩大理岩20-132 58 73 矽卡岩化大理岩380-17000 4760 160-9900 1840 石英岩5-175 74角岩980-2100 1320 28-730 350 接触交代矽卡岩300-5400 2150 60-5500 1120 含磁铁矽卡岩102-91120 15500 32-8000 4060汽成热液变质蛇纹岩50-4280 2350 90-4109 2360变安山岩3100 1000 混合岩化混合岩混合花岗岩50-3000 600 30-400 142动力变质破碎角砾岩100绿泥岩7200 3000 绿色岩系含铁绿泥岩10660 2300磁铁石英岩6500-180000 39400 1000-200000 37200 ——变粒岩2520 8615[磁化率][磁化率]susceptibility,magnetic susceptibility 在磁法勘探中是指矿物、岩石和砂石的磁化率。
组成岩石和矿石的矿物磁性
组成岩石和矿石的矿物磁性组成岩石和矿石的矿物磁性绝大部分矿物属逆磁性和顺磁性,只有少部分的矿物具有铁磁性。
一、属于逆磁性的矿物岩盐石膏方解石石英石油大理石石墨金刚石及某些长石等,其值的数量级为-10-6CGSM单位。
基本上可视为接近于零。
但有时在某些简单的地质条件下,在某些盐丘和石英脉上能观测到微弱的负异常。
二、属于顺磁性的矿物如黑云母、辉石、角闪石、蛇纹石、石榴子石、堇青石、褐铁矿等。
磁化率变化范围由0—5000×10-6CGSM单位。
有时,由于矿物中掺有磁铁矿而出现较高的磁化率。
三、自然界并不存在纯铁磁性矿物,主要是铁淦氧磁性的(也有反铁磁性的)矿物如铁的氧化物和硫化物及铁的氧化物和其他金属氧化物的混合结晶体。
这些矿物虽然数量不多,但磁性很强。
1. 磁铁矿(FeO.Fe2O3):它是典型的铁淦氧磁体。
在弱磁场中的磁化率为0--29CGSM,Jr=4--20 CGSM,Tc=560—5650C。
饱和磁化Js=485 CGSM。
Hc=7—30Oe。
2. 氧化铁Fe2O3: 有两种类型,即γFe2O3和αFe2O3。
前者是磁赤铁矿к=0.1CGSM,T c=7200C,Hc=30—400Oe。
后者是赤铁矿,为菱形晶体系,具有反铁磁性,к=20-100×10-6CGSM,T c=6750C,Hc=7600Oe。
天然的赤铁矿常含有铁磁性杂质(γFe2O3和Fe3O4)使к及Jr增加。
赤铁矿的一个重要特性是当其从高温冷却下来时,会得到很强的温差剩磁,比感磁大数千倍。
3. 钛铁矿(FeO.TiO2):顺磁性,к=500×10-6CGSM。
钛铁矿常与磁铁矿形成钛磁铁矿,表现铁磁性。
在自然界中,大部分的铁淦氧磁体差不多都有FeO、Fe2O3及TiO2三种成分组合而成,称之为FeO —Fe2O3—TiO2三元系。
在矿物组合中,这三种化合物的比例不同组成不同性质的磁性矿物。
4. 磁黄铁矿FeS(1+X): 铁和硫的化合物有特殊的磁性, FeS2为黄铁矿,具有顺磁性。
岩石物理学及岩石性质
岩石物理学及岩石性质一、矿物1.1矿物矿物是单个元素或若干个元素在一定地质条件下形成的具有特定理化性质的化合物,是构成岩石的基本单元。
矿物多数是在地壳(地球)物理化学条件下形成的无机晶质固体,也有少数呈非晶质和胶体。
1.2矿物的主要物理特性1.2.1光学特性(1)颜色:矿物的颜色由矿物对入射光的反映呈现出来。
一般来说矿物的颜色是矿物对入射光吸收色的补色。
(2)条痕:条痕色指矿物经过在不涂釉的瓷板上擦划,在瓷板上留下的矿物粉粒的颜色。
(3)光泽:光泽是矿物表面对入射光所射的总光量。
根据光泽有无金属感,将光泽分为金属光泽与非金属光泽。
矿物光泽特性既与矿物组成和结构有关,又与矿物表面特征有关。
(4)透明度:透明度与矿物对矿物透射光的多少有关。
1.2.2力学性质(1)硬度:矿物的硬度是指矿物的坚硬程度。
一般采用摩氏硬度法鉴别矿物硬度。
即采用标准矿物的硬度对未知矿物进行相对硬度的鉴别。
摩氏硬度中选取十种矿物作为标准矿物,将矿物分为10级,称为摩氏硬度计。
这十种矿物硬度由1级到10级的顺序是:①滑石,②石膏,③方解石,④磷灰石,⑤萤石,⑥正长石,⑦石英,⑧黄玉,⑨刚玉,⑩金刚石。
(2)解理与断口:矿物受力后产生破裂出现的没有一定方向的不规则的断开面,谓之断口。
当晶质体矿物受力断开时,出现一系列平行的、平整的裂面时,称为解理。
断口出现的程度跟解理的完善程度相互消长,解理程度越低的矿物越容易形成断口。
因此,断口具有了非晶质体的基本含义。
解理与晶质体内质点间距有明显的关系,解理常出现在质点密度较大的方向上。
(3)延展性:矿物的延展性,也可以称为矿物的韧性。
其特征是表现为矿物能被拉成长丝和辗成薄片的特性。
这是自然金属元素具有的基本特性。
1.3重要矿物(1)自然元素矿物:这类矿物较少,其中包括人们所熟知的矿物,如金、铂、自然铜、硫磺、金刚石(见图1)、石墨等。
图1金刚石(2)硫化物类矿物:本类是金属元素与硫的化合物,大约200多种,Cu、Pb、Mo、Zn、As、Sb、Hg等金属矿床多有此类矿物富集而称,具有很大的经济价值。
地球物理勘探之磁法勘探解剖
N
Y
n (R)n2
r n1m0
sim n[gn msin(m)hnmcos(m)]Pnm(cos)
ZnN 1mn 0(n1)(R r)n2[gn mcos(m)hnmsin(m)]Pnm(cos)
(4)
式中:R为地球的平均半径, R=6371.2km;
θ=90o为-P,点的地理纬度;
λ 为P点的地理经度;为n阶高
通过观测和分析岩矿石的磁性异常及磁场特征,来研究地 质构造及其分布形态和寻找矿产的一种地球物理勘探方法。
2、分类
就工作环境而言,可分为地面磁测、航空磁测、海洋磁 测和井中磁测四类。
3、单位
SI制:
T(特斯拉)
地球物理学:nT(纳特)
1 nT=10-9 T
4、磁法勘探和重力勘探的重要差别
预备知识: 岩、矿石的磁性
z(下)
X(地理北) H
(磁北)
y(东)
2、地磁图
地磁要素是随时空变化的,要了解其分布特征,必须把不同时刻 所观测的数值都归算到某一特定的日期,国际上将此日期一般选在 1月1日零点零分,这个步骤称之为通化。
将经通化后的某一地磁要素值按各个测点的经纬度坐标标在地图 上,再把数值相等的各点用光滑的曲线连结起来,编绘成某个地磁 要素的等值线图,便称为地磁图。
地磁场的短期变化主要起因于固体地球外部的各种电流体 系。按其变化特征也可以分为两类:一类是按一定的周期连续出 现,且变化平缓而有规律,称为平静变化;另一类是偶然发生, 持续一定时间后就消失,是短暂而复杂的变化,变化幅度可以很 强烈,也有的很小,称之为扰动变化。
1、平静变化 平静变化又根据其变化周期和幅度等特征,分为太阳静日
(4)在两极附近某处,I达到±90°,H为零,Z的绝对值最大, 它们就是地球的磁极。在地理北极附近的叫“磁北极”,它具有S 极的极性;在地理南极附近的叫“磁南极”,它具有N极的极性。 处于这两个磁极附近的地下介质被“垂直磁化”
岩石物理学及岩石性质
岩石物理学及岩石性质一、矿物1.1矿物矿物是单个元素或若干个元素在一定地质条件下形成的具有特定理化性质的化合物,是构成岩石的基本单元。
矿物多数是在地壳(地球)物理化学条件下形成的无机晶质固体,也有少数呈非晶质和胶体。
1.2矿物的主要物理特性1.2.1光学特性(1)颜色:矿物的颜色由矿物对入射光的反映呈现出来。
一般来说矿物的颜色是矿物对入射光吸收色的补色。
(2)条痕:条痕色指矿物经过在不涂釉的瓷板上擦划,在瓷板上留下的矿物粉粒的颜色。
(3)光泽:光泽是矿物表面对入射光所射的总光量。
根据光泽有无金属感,将光泽分为金属光泽与非金属光泽。
矿物光泽特性既与矿物组成和结构有关,又与矿物表面特征有关。
(4)透明度:透明度与矿物对矿物透射光的多少有关。
1.2.2力学性质(1)硬度:矿物的硬度是指矿物的坚硬程度。
一般采用摩氏硬度法鉴别矿物硬度。
即采用标准矿物的硬度对未知矿物进行相对硬度的鉴别。
摩氏硬度中选取十种矿物作为标准矿物,将矿物分为10级,称为摩氏硬度计。
这十种矿物硬度由1级到10级的顺序是:①滑石,②石膏,③方解石,④磷灰石,⑤萤石,⑥正长石,⑦石英,⑧黄玉,⑨刚玉,⑩金刚石。
(2)解理与断口:矿物受力后产生破裂出现的没有一定方向的不规则的断开面,谓之断口。
当晶质体矿物受力断开时,出现一系列平行的、平整的裂面时,称为解理。
断口出现的程度跟解理的完善程度相互消长,解理程度越低的矿物越容易形成断口。
因此,断口具有了非晶质体的基本含义。
解理与晶质体内质点间距有明显的关系,解理常出现在质点密度较大的方向上。
(3)延展性:矿物的延展性,也可以称为矿物的韧性。
其特征是表现为矿物能被拉成长丝和辗成薄片的特性。
这是自然金属元素具有的基本特性。
1.3重要矿物(1)自然元素矿物:这类矿物较少,其中包括人们所熟知的矿物,如金、铂、自然铜、硫磺、金刚石(见图1)、石墨等。
图1金刚石(2)硫化物类矿物:本类是金属元素与硫的化合物,大约200多种,Cu、Pb、Mo、Zn、As、Sb、Hg等金属矿床多有此类矿物富集而称,具有很大的经济价值。
地理岩石新老的判断方法
地理岩石新老的判断方法地理岩石的新老可以通过多种不同方法进行判断。
以下是一些常用的方法:1. 放射性测年法:放射性测年法是判断岩石年龄的常用方法之一。
岩石中含有不同种类的放射性元素,如铀、钍和钾,这些元素在长时间内会衰变成稳定的同位素。
通过测量岩石中这些元素和同位素的比例,可以推算出岩石的年龄。
2. 磁性测年法:磁性测年法是根据地球的磁场变化来推算岩石年龄的方法。
在地球历史的不同时期,地球的磁场会发生翻转。
当岩石形成时,其中的磁矿物会记录下磁场的方向。
通过测量岩石中的磁矿物的方向,可以推算出岩石的形成年代。
3. 化石测年法:化石测年法是通过研究岩石中的化石来推算岩石年龄的方法。
不同种类的化石出现的时间是有一定规律的,通过比对不同地层中的化石组成,可以推断出地层的年代顺序,并间接推算出岩石的年龄。
4. 热解测年法:热解测年法是一种用于确定岩石年龄的方法。
通过加热岩石样品,可以释放出岩石中的气体或水分子,进而推算出岩石形成的年代。
5. 枕状玄武岩的位置:枕状玄武岩是一种由火山喷发形成的岩石,常常出现在地层中。
通过观察枕状玄武岩在岩层中的位置,可以判断它的相对年龄。
如果枕状玄武岩出现在上层,那么它的年代会比下层的岩石新。
反之,如果枕状玄武岩出现在下层,那么它的年代会比上层的岩石旧。
6. 岩石中的化学组成:岩石中的化学物质可以提供关于其形成年代的线索。
不同时期的岩石形成时,其熔融物质的组成会有所不同。
通过分析岩石中的化学成分,可以判断其相对年龄。
7. 微生物活动:一些岩石中保存了古代微生物的化石或化学标记,通过研究这些化石或标记可以推算出岩石的年龄。
对于年代较新的岩石,还可以通过研究其中微生物的活动痕迹来判断其相对年龄。
这些方法各有优缺点,应根据具体情况选取合适的方法进行判断。
综合利用多种方法,可以得到相对准确的岩石年龄判断结果。
磁法课后题答案
第一章1.解释下列名词:(1)地磁要素: 以观测点为坐标原点,选取一个直角坐标系。
取X轴指向地理北,Y轴指向地理东,Z轴铅直向下。
观测点处地磁场强度T在X、Y、Z轴上的分量分别称为北向分量X,东向分量Y和垂直分量Z。
T在XOY平面上的分量H称为水平分量。
H指向磁北,其延长线即是磁子午线。
我们规定,各分量与相应坐标轴的正向一致时为正,反之为负。
磁子午线(磁北)与地理子午线(地理北)的夹角称为磁偏角,以D表示。
H偏东时D为正,反之为负。
T与XOY平面的夹角称为磁倾角,以I表示。
T下倾时I为正,反之为负。
(2)国际地磁参考场IGRF: 1968年国际地磁和高空物理协会(IAGA)首次提出并公认了1965.0年代高斯球谐分析模式,并在1970年正式批准了这种模式,称为国际地磁参考场模式,记为IGRF。
它是由一组高斯球谐系数(、)和年变率系数(、)组成的,为地球基本磁场和长期变化场的数学模型,并规定国际上每五年发表一次球谐系数,及绘制一套世界地磁图(3)通化: 地磁要素是随时空变化的,要了解其分布特征,必须把不同时刻所观测的数值都归算到某一特定的日期,国际上将此日期一般选在1月1日零点零分,这个步骤称之为通化(4)地磁图: 将经通化后的某一地磁要素值按各个测点的经纬度坐标标在地图上,再把数值相等的各点用光滑的曲线连结起来,编绘成某个地磁要素的等值线图,便称为地磁图。
(5)磁暴:磁暴是一种强烈的扰动。
从赤道到极区均可观察到磁暴现象,而且几乎是全球同时发生。
发生时对地磁场水平分量的强度影响特别显著,而对垂直分量影响相对小些。
因此,通常研究磁暴的形态和特征是通过水平分量变化来进行的。
2、试述地磁场随空间、时间变化的基本特征?答:(1)地磁场长期变化总的特征是随时间变化缓慢,周期长。
一般变化周期为几年,几十年,有的更长。
地磁场的短期变化主要起因于固体地球外部的各种电流体系。
按其变化特征也可分为两类:一类是按一定的周期连续出现,月变化平缓而有规律,称为平静变化;太阳日变化是以一个太阳日24小时为周期,称为地磁日变,它的变化是依赖于地方太阳时,其基本特点是:各个地磁要素的周日变化是逐日不停地在进行,其中振幅易变、相位几乎不变。
岩石核磁共振测量原理
岩石核磁共振测量原理
岩石核磁共振测量是一种非常有用的地球物理学方法,通常用于针对深部岩石、地下水和界面水的地质考察和测量。
该技术通过以核磁共振(NMR)为基础的地质信号采集和处理方法,将深层岩石作为原材料并勘查其结构、构造、性质和其他信息。
它的工作原理是:当一个极强的磁场施加到深部岩石层时,岩石中的氢原子可以与磁场的漂移和拖尾有关,表现出不同的磁性属性。
当磁场改变角度(横向或垂直)时,从而改变磁场,会产生一种微弱的信号。
这一信号被称为核磁共振信号。
此外,除了磁极外,还可以使用空间多普勒(SDP)方法来测量地下水的流量和方向。
该技术采用激光传感器来准确测量激波波(封闭系统)的空间分布和时间流变。
越来越多的地质考察和测试正在使用岩石核磁共振测量技术,为地球科学者提供了更多的信息和更准确的数据。
综上所述,岩石核磁共振测量是一种高效的地球物理技术,通过它可以对深部岩石、地下水和界面水的地质结构和性质进行详细的勘查和测量,必将为研究者发掘更多的宝藏。
岩石的物理性质与性质分析
岩石的物理性质与性质分析岩石是地壳中主要的固体物质,由矿物粒子和胶结物质组成。
岩石的物理性质是指岩石在外部作用下所表现出的性质,包括密度、硬度、磁性、导电性等。
岩石的性质分析是对岩石物理性质的具体研究,通过对岩石的性质分析,可以更好地了解岩石的组成和结构,为勘探、开采和利用岩石资源提供参考。
1. 密度分析岩石的密度是指单位体积岩石的质量,通常以g/cm³或kg/m³为单位。
密度是岩石的一个重要物理性质,可以通过密度的测定来判断岩石的成分和结构。
常见的岩石密度范围在2.4-3.0g/cm³之间,不同种类的岩石其密度也会有所差异。
例如,花岗岩的密度较高,大理石的密度较低,通过密度分析可以区分不同种类的岩石。
2. 硬度分析岩石的硬度是指岩石抵抗外力破坏的能力,通常以莫氏硬度来表示。
莫氏硬度是一个用来标定矿物硬度的量值,取值范围从1到10,硬度越大表示矿物的抗压能力越强。
常见的岩石硬度在2-7之间,硬度较高的岩石如石英、玄武岩等在建筑和工程领域中有重要的应用。
通过硬度分析可以进行岩石分类和评价。
3. 磁性分析岩石的磁性是指岩石在外磁场作用下表现出的性质,包括磁化强度、剩磁、磁化率等。
岩石的磁性与岩石的矿物成分密切相关,一些含铁矿物的岩石具有较强的磁性。
通过磁性分析可以对岩石中的矿物组成和结构进行识别和研究,为地质勘探和矿产资源调查提供基础数据。
4. 导电性分析岩石的导电性是指岩石导电能力的强弱,不同类型的岩石具有不同的导电性。
一些含水的岩石、矿石等具有较好的导电性,通过导电性分析可以进行矿石探测和地下水勘探。
导电性分析还可以用于岩石的工程评价和建筑设计,对岩石的稳定性和耐久性进行评估。
综上所述,岩石的物理性质与性质分析对于岩石资源的开发利用具有重要的意义。
通过对岩石的密度、硬度、磁性和导电性等方面的分析,可以更加深入地了解岩石的成分和结构,为岩石资源的综合利用提供科学依据。
地磁学
第四章地磁学两千年前,我们祖先发现天然磁石的吸铁性和指极性。
“阿房前殿,以木兰为梁,磁石为门,怀刃者止之。
”《梦溪笔谈》(沈括,1031-1095)中写道:“方家以磁石磨针锋,则能指南,然常微偏东,不全南也”;北宋时已将指南针用于航海(“舟师识地理,夜则观星,昼则观日,隐晦则观指南针”-《萍洲可谈》);我们古代关于磁铁性质的知识传入欧洲后,欧洲才开始对地球磁场的研究。
1640年,瑞典人受次尝试用罗盘寻找磁铁矿,开辟了利用磁场变化来寻找矿产的新途径。
1832年,高斯建立了地磁场的球谐分析方法,证实了关于地磁场起源于地球本身的论断,奠定了地磁场分析的理论基础.相关现象表明,地球具有磁场,地球上岩石、矿石具有不同的磁性,可以产生不同的磁场,使地球磁场在局部地区发生变化,出现磁场异常。
地磁学主要研究地磁场空间分布和随时间变化的规律以及地磁场的组成、起源和应用。
二十世纪以来,利用地磁测量所发现的各种地磁异常的研究,证明它们与地壳的地质构造与磁性有关的矿产分布有密切的关系,即磁法勘探。
通过岩石及古代文物的磁性来研究史前与地质时期地磁场性质、特征,即古地磁学,对于地质构造运动、地层对比、地磁场长期变化以及地磁场起源等的研究具有重要意义,特别是在研究大陆漂移、海底扩张及全球构造体系—板块构造学说的树立起到了关键性作用。
19世纪20年代世界建立第一批地磁台,1870年,我们最早地磁台诞生(北京);1957年,建立全国地磁台网。
第一节、地球磁场及其变化规律一、地磁要素及其分布磁偏角D磁倾角I总磁场强度T垂直磁场强度Z水平磁场强度H水平X分量(北向)水平Y分量(东向)地磁场是空间和时间的函数,需要实际测量,实际测量方式:固定点上连续测量,即地磁台;野外测点间断测量。
地磁要素随时间变化,将不同时刻观测数据归算到某一特定日期(1月1日0时0分),称作通化。
所成的地磁要素等值线图即为地磁图。
二、地磁场的组成地磁场 = 基本磁场 + 变化磁场 + 磁异常基本磁场:中心偶极子磁场和大陆磁场组成,来源地球内部,占地磁场主要部分(98%以上)。
地球物理勘探之磁法勘探
n 1 m 0 n
1 r
m m m [ A cos( m ) B sin( m )] P (cos ) n n n n 1
(2)
式中, 合勒让德函数
m n
m Pn (cos ) 为施密特准归一化的缔
Cm (n m)! 1 dm m 2 P (cos ) [ ] (sin ) P n (cos ) (n m)! d (cos ) m
X= (
n=1 m=0 N n N n
R n2 m d m m ) [ g n cos(m ) hn sin(m )] P n (cos ) r d R n2 m m m ) [ gn sin(m ) hn cos(m )]Pnm (cos ) r sin R n2 m m ) [ g n cos(m ) hn sin(m )]Pnm (cos ) r (4)
(3)在北半球T向下,磁倾角I为正;在南半球磁场T向上,I为负。
地下介质在这里被“倾斜磁化” (4)在两极附近某处,I达到±90°,H为零,Z的绝对值最大, 它们就是地球的磁极。在地理北极附近的叫“磁北极”,它具有S 极的极性;在地理南极附近的叫“磁南极”,它具有N极的极性。
处于这两个磁极附近的地下介质被“垂直磁化”
每十年编绘一次
根据各地的地磁要素随时间变化的观测资料,还
可求出相应的年变率。同样可以编制出相应年代的要素年变率 等值线图。这类图件一般可以适用五年,与地磁图合 用可以求得五年中某一年的地磁要素值。由于地磁场 存在长期变化,因此,在使用地磁图时必须注意出版
的年代,及相应年代要素的年变率地磁图。
这两类物质的磁化率皆为常量,在受到很小的地磁场磁化后,它们所显示 的磁性也很微弱,在磁法勘探中将它们看成是无磁性的物质。
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磁法勘探
第一节 物质的磁性 第二节 第三节 岩石的剩余磁性 第四节 地质体磁化的消磁作用
? 位于地壳中的岩石和矿体处在地球磁场中,从它们形成时 起,就受其磁化而具有不同程度的磁性,其磁性差异在地 表引起磁异常。
? 研究岩石磁性,其目的在于掌握岩石和矿物受磁化的原理, 了解矿物与岩石的磁性特征及其影响因素。
磁畴内原子磁矩反平行排列, 磁矩互不相等,故仍具有自发 磁矩。此类物质具有较大的磁 化率和剩余磁化强度。
第二节 岩(矿)石磁性特征
?不同岩石的密度
(一)磁化强度和磁化率
均匀无限磁介质,受到外部磁场H的作用,衡量物质被磁化 的程度,以磁化强度M表示,它与磁化场强度之间的关系为
M ? ?H
? 式中,κ是物质的磁化率,它表征物质受磁化的难易程度, 是一个无量纲的物理量。
? (3).实验室结果说明,铁磁性物质的基本磁矩为电子自旋
磁矩,而轨道磁矩基本无贡献。实验证明,铁磁物质内,
包含着很多个自发磁化区域,它叫做磁畴。在无外磁场作
用时,各磁畴的磁化强度矢量取向混乱,不呈磁性。当施
加外磁场时,磁畴结构将发生变化,随外磁场增加。通过
畴壁移动和磁畴转动的过程,显示出宏观磁性。
化率要比抗、顺磁性物质的磁化率大很多。 ?
对未磁化样品施加磁场H作用,随H 值由零增至Hs,而后减至零,反向 由零减至-Hs,再由-Hs增至Hs,变 化一周,样品的磁化强度M,沿O、 A、B、C、D、 E、F、A变化,诸点 所围之曲线,称磁滞回线。 表明铁磁性物质的磁化强度随磁化 场变化,呈不可逆性。 其Hc称为矫顽磁力,不同铁磁性物
(一)抗磁性矿物与顺磁性矿物 ? 自然界中,绝大多数矿物属顺磁性与抗磁性的。 ? 对于其中几种常见矿物的磁化率,见下表。
矿物的磁化率
①抗磁性矿物,其磁化率都很小,在磁 法勘探中通常视为无磁性的。②顺磁性 矿物,其磁化率要比抗磁性矿物大得多,
(二)铁磁性矿物
? 自然界中不存在纯铁磁性矿物,最重要的磁性矿物当 推铁—钛氧化物。
由于磁畴内原子间相互作用的不同,原子磁矩排列情况
有别,铁磁性又分为三种类型。
①铁磁性:磁畴内原子磁矩排
列在同一方向,例如铁、
排列相反,故磁化率很小,但 具有很大的矫顽力。 ③亚铁磁性:或称铁淦氧磁性,
各种铁磁性原子磁矩的排列示意图 (a)铁磁性(b)反铁磁性(c)亚铁磁性
铁磁性物质的磁滞回线
? (2)磁化率与温度的关系,服从居里—魏斯定律。即
k? C T ? TC
? 式中C是居里常数,T是热力学温度,Tc是居里温度 ? 当T>Tc,铁磁性消失, 转变为顺磁性. ? 一般铁磁性的很高,例如铁为1 043K,钴为1 388K。但是,
随着低温测量技术的发展,又发现了一些稀土元素低温下 会转变为铁磁性,如铒(Er)、钬(Ho),其均为20K。
为安培/米(A/m), ? 在CGSM制中,磁化强度用高斯(GS) ? 磁场强度用奥斯特(Oe)
(二)磁感应强度和磁导率
? 在各向同性磁介质内部任意点上,磁化场H在该点产生 的磁感应强度(磁通密度)为:
B? ?H
? 式中:B以特斯拉(T)为单位,μ是介质的磁导率H/m(亨 利/米)。
? 若介质为真空,则有: B ? ? 0H ? 式中μ0是真空的磁导率(μ0=4πx10-7 H/m )。 ? 令μr=μ/μ0 (相对磁导率)
? 实际工作中,磁化率仍注以单位。 ? SI单位制它用SI(κ)标明。 ? CGSM单位制,它用CGSM (κ)标明。 ? 两者的关系是
1SI (?
)
?
1
4?
CGSM (?
)
? 在两种单位制中,磁化强度的单位,分别是A/m及 CGSM(m),二者的关系是
? 1A/m= 10-3 CGSM(m) ? 在国际单位制中,磁化强度和磁场强度量纲相同,都
? 抗磁性磁化率很小,约为10-5数量级。
二、顺磁性
? 顺磁性物质受外磁场作用,其磁化率为不大的正值 ? 这类物质中原子具有固有磁矩,当无外磁场作用时,
热骚动使原子磁矩取向混乱。 ? 有外磁场作用,原子磁矩(电子自旋磁矩所作的贡献)
三、铁磁性
? (1) ? 在弱外磁场的作用下,铁磁性物质即可达到磁化饱和,其磁
? 有关岩石磁性的研究成果,亦可直接用来解决某些基础地 质问题,如区域地层对比,构造划分等。
第一节 物质的磁性
? 各类物质,由于原子结构不同,它们在外磁场作用下, 呈现不同的宏观磁性。
一、抗磁性(逆磁性) ? 在外磁场H作用下,这类物质的磁化率为负值,且数值
很小。
? 抗磁性物质没有固有原子磁矩,受外磁场作用后,电 子受到洛伦茨磁力的作用,其运动轨道绕外磁场作旋 进(拉莫尔旋进),此旋进产生附加磁矩,其方向与外 磁场相反,形成抗磁性。
B ? ? 0? r H ? ? 0 H ? ? 0 (? r ? 1)H ? ? 0 (1 ? ? )H ? ?0(H ? M)
? 上式为物质磁性与外磁场的关系。 ? 显然,在同一外磁场H作用下,空间为磁介质充填,与空
间为真空二者相比,B增加了κH项,即介质受磁化后所生 产的附加场,其大小与介质的磁化率成正比。磁介质的 μr=1+κ是一个纯量。 ? μ与μ0二者之间的关系为
? ? ? 0 (1 ? ? )
(三)感应磁化强度和剩余磁化强度
? 位于岩石圈中的地质体,处在约为0.5×10-4(T)的地球 磁场作用下,它们受现代地磁场的磁化,而具有的磁化 强度,叫感应磁化强度,它表示为
Mi ? ?T
? 式中:T是地磁场总强度,κ是岩石矿的磁化率,它取决
? 岩、矿石在生成时,处于一定条件下,受当时的地磁 场磁化,成岩后经历漫长的地质年代,所保留下来的 磁化强度,称作天然剩余磁化强度Mr,它与现代地磁 场无关。
? 岩石的总磁化强度M,是由两部分组成,即
M ? Mi ? Mr ? ?T ? Mr
? 磁法勘查中,表征岩石磁性的物理量是κ(Mi)、Mr及 M。
岩、矿石受当时地磁场的作用
经历了构造变动,剩磁的方向变化
现代地磁场作用
总磁场强度是Mi与Mr的合矢量
二、矿物的磁性
? 矿物组合成岩石,岩石的磁性强弱与矿物的磁性强弱