Какие минералы обладают магнитными свойствами
ГЛАВА 5
МАГНИТНЫЕ СВОЙСТВА МИНЕРАЛОВ И ГОРНЫХ ПОРОД
Магнитные свойства минералов
Основными носителями естественной остаточной намагниченности горных пород являются природные минералы, которые относят к ферримагнетикам или антиферромагнетикам. Их принято называть просто ферромагнетиками, или ферромагнитными минералами.
Магнетизм магматических, осадочных и метаморфических горных пород обуславливается в основном ферромагнитными минералами. Практически все эти минералы относятся к классу окислов, входят в группы магнетита, гематита и ильменита. Носителем ферромагнетизма в метасоматических, осадочных и сульфидных месторождениях является пирротин.
Ферромагнитные минералы охватывают довольно большое число минеральных видов и разновидностей. Систематизация природных ферромагнетиков выполнена минералогами и опубликована в минералогических справочниках и учебниках /22/. Выделены следующие классы минералов: самородные элементы, окислы и гидроокислы, карбонаты и сульфиды. Приведем их основные характеристики.
К самородным элементам относят железо. По условиям происхождения различают теллурическое (земное) железо, железо метеоритное и лунное (космическое). Теллурическое железо редко образует крупные скопления, встречается в виде мелких зерен в изверженных, метаморфических и осадочных породах. Магнитные свойства железа земного происхождения практически изучены слабо. Температура Кюри железа Тк равна 770оС. Степень изученности магнитных свойств метеоритного и лунного железа тоже недостаточная.
К классу сложных окислов относится магнетит. Магнетит FeFe2O4 – один из наиболее распространенных ферромагнитных минералов, встречающихся в различных изверженных горных породах (кислых, щелочных, основных, ультраосновных) и месторождениях различных генетических типов. Магнетит является основным в магматических месторождениях, приуроченных к кислым и щелочным породам типа сиенитов; в месторождениях, связанных с пегматитами; в контактово-метасоматических месторождениях; в гидротермальных месторождениях; месторождениях, возникающих при региональном метаморфизме осадочных железных руд. Разновидности магнетита: титаномагнетит, хроммагнетит и др. Синоним: магнитный железняк. Магнетит является основной рудой железа.
Магнитные свойства магнетита достаточно хорошо изучены. Ферримагнитные свойства обусловлены антипараллельным расположением магнитных моментов спинов и подрешеток. Точка Кюри Тк= 578оС, намагниченность насыщения Js = 480 10 –3 А/м. Критические размеры доменов магнетита 0.01-0.1 мкм и 10-20 мкм. Присутствие в горных породах однодоменных зерен магнетита обеспечивает их стабильную термоостаточную намагниченность этих пород. В природе магнетит – важная составляющая, участвующая в формировании твердых растворов минералов типа маггемита и др.
Маггемит γ-Fe2O3 образуется в железных шляпах при низких температурах в процессе окисления магнетита и других ферримагнетиков. Встречен в лавах. Обычной формой нахождения этого минерала в природе являются прожилковые и петельчатые выделения. Маггемит термически не устойчив. При температуре выше 220-300оС необратимо переходит в гематит. Сильно магнитен. Удельная намагниченность маггемита равна 85 Ам2/кг.
Титаномагнетит. Минерал представляет собой твердый раствор магнетита и ульвошпинели. Существование твердых растворов зависит от температуры: чем выше температура, тем устойчивее минерал, а при снижении температуры равновесие твердого раствора нарушается, составы становятся неустойчивыми. Увеличение содержания кислорода приводит к появлению титаномаггемитов (γ = Fe2O3).
Гематит Fe2 O3 является весьма распространенным минералом, он встречается в горных породах и рудах различного генезиса: в кислых и средних изверженных породах обычно в качестве акцессорного минерала, в метаморфических и осадочных породах как породообразующий минерал. В некоторых железорудных месторождениях гематит является основным компонентом руд.
Гематит – низкотемпературная α-фаза магнетита, обладающая при идеальной антиферромагнитной структуре слабым ферромагнетизмом. В интервале температур 0≤Т≥250оК гематит становится скомпенсированным антиферромагнетиком. Отличительными чертами гематита как носителя магнитных свойств горных пород является его высокая магнитная жесткость и высокая температура Кюри. Гематит обладает слабой спонтанной намагниченностью, ему свойственна одноосная анизотропия. Намагниченность насыщенного гематита равна 0.36 А м2/кг (по данным исследования в Японии). Магнитная восприимчивость гематита обнаруживает закономерное изменение в зависимости от размера зерен. Образцы магматических и метаморфических пород с тонкозернистым гематитом обладают очень высокой магнитной стабильностью.
Ильменит FeTiO3 является ранним минералом многих изверженных пород, преимущественно основного и, реже, кислого состава: габбро, андезитов, диоритов и др. Широко проявлен в титаномагнетитовых рудах, а также пегматитах. Ильменит обладает антиферромагнитной структурой, при комнатной температуре парамагнитен. В естественных условиях часто встречается совместно с гематитом, образуя структуры распада.
В классе сульфидов, магнетизм которых представляет интерес для исследователей, выделяют подкласс простых и сложных сульфидов. Рассмотрим свойства пирротина – наиболее распространенного в природе минерала подкласса сульфидов.
Пирротин Fe1-x S (FeS1+x) входит в состав сульфидов железа, отличающихся последовательным увеличением молекулярного содержания серы. При увеличении содержания серы у пирротинов наблюдаются обычные ферромагнитные свойства, но имеются данные, позволяющие относить его к нескомпенсированным антиферромагнетикам /20/. Как акцессорный минерал он характерен для различных изверженных и эффузивных пород. В месторождениях медно-никелевых руд (Талнахское, Норильское, Седбери (Канада) и др.) пирротин является важной составляющей руд. Значительные скопления пирротина встречаются в месторождениях контактово-метасоматического типа, в которых он находится в ассоциации с халькопиритом, пиритом и магнетитом. Пирротин – распространенный минерал типичных гидротермальных месторождений. Выделения пирротина обнаружены в осадочных железосодержащих месторождениях. Известны находки пирротина в карбонатах и кимберлитах. Синоним: магнитный колчедан.
Важный вклад в образование магнетизма горных пород вносят минералы подкласса гидроокислов – гетит и лепидокрокит.
Гетит α – FeOOH, гидрогетит α –FeOOH nH2O обладают слабыми магнитными свойствами. Все они являются антиферромагнетиками, но благодаря внутренним эффектам кристаллической решетки часто обладают заметной остаточной намагниченностью. Удельная намагниченность составляет
0.1 Ам2/кг.
Лепидокрокит γ-FeOOH часто встречается в ассоциациях с гетитом, гидроокислами железа в зоне окисления железорудных месторождений, а также в глинистых почвах. Лепидокрокит относится к антиферромагнетикам. При температуре 150-250оС он переходит в маггемит.
Источник
Магнитные свойства минералов, т. е. их взаимодействие с магнитным полем, определяются магнитными свойствами составляющих их атомов и магнитной структурой минералов (расположением и взаимодействием атомов).
По существу все минералы являются магнетиками: они способны намагничиваться в магнитном поле. Наиболее четко эта способность проявляется у минералов, содержащих атомы, имеющие собственный магнитный момент, обусловленный наличием неспаренных электронов. Их магнитность в общем пропорциональна числу неспаренных электронов, каждый из которых имеет элементарный магнитный заряд в 1 Mв (магнетон Бора равен 0,927*10в-20 эрг/гаусс). К ним принадлежат ионы переходных элементов, а также лантаноиды и актиноиды: Fe3+, Mn2+, Fe2+, Mn3+, Mn4+, Cr3+, Co2+, Ni2+, Cu2+, TR3+ и U4+.
Степень намагниченности характеризуется вектором намагничения J, который равен магнитному моменту единицы объема. Основной характеристикой магнитных свойств минералов является магнитная восприимчивость (к), которая определяется отношением вектора намагничения (J) к напряженности магнитного поля (H):
По магнитной восприимчивости минералы делятся на диамагнитные, парамагнитные, ферромагнитные и антиферромагнитные.
Диамагнитные минералы (от греч. диа — префикс, означающий тут удаление) состоят из атомов, не имеющих собственных магнитных моментов. Направление вектора намагничения J у этих минералов противоположно направленности внешнего магнитного поля. Магнитная восприимчивость (к) диамагнитных минералов небольшая и является отрицательной величиной, т. е. к < 0. Обычно она находится в пределах от —10в-6 до —10в-7 (например, для галита — NaCl она равна —1,8*10в-6, для самородной меди — 0,086*10в-6).
Магнитные свойства диамагнитных минералов, как правило, не зависят от температуры, но в некоторых «аномальных» диамагнетиках магнитная восприимчивость с повышением температуры возрастает (например, у графита).
Парамагнитные минералы (от греч. пара — возле, у, при) содержат как основную составную часть или примесь атомы с собственным магнитным моментом. В магнитном поле они обнаруживают слабую намагниченность в направлении магнитного поля. Их магнитная восприимчивость (и) положительна, но, как правило, очень небольшая — от 10в-3 до 10в-6. Так, у пирита (Fe[S2]) она равна 0,21*10в-6. Однако у сфалерита — ZnS (к = —0,17*10в-6), содержащего в качестве примеси атомы Fe2+, магнитная восприимчивость (к) достигает 25*10в-6.
Парамагнитные свойства минералов могут вызываться магнитными моментами ядер и электронов, слагающих минералы атомов. В первом случае магнитная восприимчивость зависит от температуры, так как при изменении интенсивности теплового потока изменяется ориентировка магнитных моментов ядер (в определенной мере это относится и к парамагнитным свойствам, вызываемым атомами). Ядерный парамагнетизм можно наблюдать при температуре ниже 4° К в минералах, которые в обычных условиях являются диамагнитными.
Ферромагнитные минералы (от лат. ferrum — железо) также содержат атомы с собственным магнитным моментом либо в виде основной составной части, либо как примесь. В магнитном поле намагниченность ферромагнитных минералов сильная, а магнитная восприимчивость положительная и очень высокая. Так, для камасита (космического самородного железа с примесью никеля) она достигает 1400000*10в-6.
Ферромагнитные минералы обладают спонтанной (самопроизвольной) намагниченностью (J), имеют свой магнитный момент и создают вокруг себя магнитное поле.
Антиферромагнитные минералы, как и две предыдущие группы, содержат атомы с собственным магнитным моментом как основную составную часть или примесь, в которых магнитные оси ориентированы антипараллельно. У ряда минералов это приводит к компенсации магнитных моментов, вследствие чего в магнитном поле они получают небольшую намагниченность (скомпенсированные антиферромагнитные минералы). Их магнитная восприимчивость очень мала, но положительна. У нескомпенсированных антиферромагнитных минералов (ферримагнитных) намагниченность в магнитном поле сильная, магнитная восприимчивость положительная и может быть высокой. Эти минералы обладают спонтанной намагниченностью (Js), имеют свой магнитный момент структуры и создают вокруг себя магнитное поле. Примером скомпенсированных антиферромагнитных минералов может служить гематит Fe2O3 (к = 20,6*10в-6), а некомпенсированных — магнетит Fe2+Fe3+O4 (к = 1000000*10в-6).
У пирротина, скомпенсированного антиферромагнитиого минерала, при стехиометрических отношениях FeS благодаря примеси магнитных ионов Fe3+ (его формула Fe2+1-nFe3+2/3nS) возникает ферримагнетизм (к = 1500*10в-6 — 6110*10в-6).
Схема магнитной структуры минералов приведена на рис. 59.
Кристаллы ферромагнитных и ферримагнитных минералов обладают способностью самопроизвольного деления на отдельные магнитные участки размером от 10в-5 до 10в-3 см, получившие название доменов (от лат. dominium — имение, владение). Магнитная структура каждого домена однородна.
Домены имеют антипараллельную ориентировку магнитных осей и при наложении магнитного поля декомпенсируются, в результате чего возникает магнитный момент кристалла (в природных кристаллах минералов доменная структура всегда несколько декомпенсирована). Декомпенсация может быть обратимой и необратимой. При необратимой декомпенсации возникает кристалл-магнит.
Спонтанная намагниченность доменов зависит от температуры: максимальной бывает при абсолютном нуле, с повышением температуры уменьшается. В точке Кюри ферромагнитные вещества теряют свой ферромагнетизм и становятся парамагнитными. Каждый ферромагнетик имеет свою точку Кюри. Так, для железа она равна 770 ± 10°С, для магнетита 572 ± 7° С и т. д. На результатах измерений точек Кюри и удельной намагниченности основывается термомагнитный анализ.
Магнитные свойства являются анизотропными даже для минералов кубической сингонии: намагниченность их в разных направлениях различна. Вместе с тем существует направление наибольшего намагничивания, именуемое магнитной осью (в магнетите, например, она отвечает направлению). Все минералы могут иметь только одну магнитную ось.
Как отмечалось выше, магнитные свойства минералов зависят от магнитности составляющих их атомов и магнитной структуры, определяемой расположением и взаимодействием этих атомов. Следовательно, определенное значение для проявления магнитных свойств минералов должен иметь тип химической связи. Действительно, увеличение степени ковалентности связи приводит к уменьшению магнитной восприимчивости, а переход к металлическому типу вызывает ее повышение и появление ферромагнетизма или антиферромагнетизма. Таким образом, ферромагнитные минералы характеризуются металлическим типом связи, а минералы с ионной и ковалентной связью являются либо парамагнитными, либо диамагнитными.
Магнитность минералов определяется с помощью свободно вращающейся магнитной стрелки, к концам которой подносится минерал, или измерением магнитной восприимчивости. Для слабомагнитных минералов она устанавливается с помощью магнитных весов, принцип действия которых основан на измерении силы взаимодействия минерала с магнитным полем. Для некоторых минералогических целей используется также радиочастотный метод измерения магнитной восприимчивости.
Магнитная восприимчивость сильномагнитных минералов измеряется с помощью баллистического метода, основанного на изменении индукции катушки, в которой помещен образец, в зависимости от изменения намагниченности образца в магнитном поле.
Магнитные свойства минералов изучены очень слабо, но имеющиеся данные показывают, что магнитная восприимчивость многих минералов испытывает значительные колебания, в большинстве случаев обусловленные содержащимися в минералах примесями.
На магнитных свойствах основано разделение минералов магнитом — магнитная сепарация и электромагнитом — электромагнитная сепарация в лабораториях и на обогатительных фабриках.
Магнитная сепарация осуществляется с помощью подковообразного или брускового магнита и позволяет отделить ферромагнитные минералы от парамагнитных.
Для электромагнитной сепарации используется электромагнит, питаемый от осветительной сети или аккумулятора. При электромагнитной сепарации возможно отделение ферромагнитных минералов от парамагнитных и диамагнитных.
На магнитных свойствах минералов основаны также поиски и разведка месторождений полезных ископаемых.
В последние годы в связи с изучением электронного строения твердого тела на основании явлений резонанса — электронного парамагнитного (ЭПР), ядерного магнитного (ЯМР), ядерного квадрупольного (ЯКР), ядерного-гамма или эффекта Мессбауэра (ЭМ) и др. — стало возможным изучать тонкие детали электронной структуры отдельных атомов в кристаллической решетке минералов. Возникли новые методы магнитной радиоспектроскопии (ЭПР, ЯМР, ЯKP) и магнитной гамма-спектроскопии (ЭМ). В основе этих методов лежит измерение частоты резонансного поглощения переменного магнитного поля (ЭПР, ЯМР), прикладываемого к изучаемому минералу, и исследование формы соответствующих спектральных линий магнитного поглощения.
В минералогии эти методы еще не нашли широкого применения, но отдельные результаты показывают большую их перспективность для решения многих минералогических вопросов, в частности связи свойств минералов с их электронным строением.
Методом электронного парамагнитного резонанса можно изучать парамагнитные ионы, которые находятся в минералах в количествах от 0,n до 0,000n%. К ним принадлежат Fe3+, Fe2+, Mn2+, Cr3+ и TR3+, т. е. ионы, которые чаще всего образуют примеси в минералах. Причем ионы Cr3+, Mn2+, Fe3+, Ni2+, Cu2+ и Eu2+, Gd3+ изучаются при комнатной температуре, но в основном наблюдения производятся при низких температурах (например, для большинства TR3+ – 20° К, для Fe2+ и Ti3+ < 40° К и т. д.).
Кроме парамагнитных ионов, методом ЭПР можно исследовать центры окраски, свободные радикалы, дефекты в кристаллах и некоторые другие свойства.
Описание метода ЭПР, как и других, дается в соответствующих руководствах, приведенных в конце главы. Здесь же мы лишь укажем, что для исследования необходим кристалл размером 4—9 мм, который закрепляется в резонаторе в ориентированном положении. Кристалл вращается вокруг какого-либо характерного кристаллографического направления и через 5—10—20° снимается спектр. Измерение спектра на разных интервалах позволяет определить точное расположение энергетических уровней в изучаемом минерале.
Метод ядерного магнитного резонанса (ЯМР) дает возможность установить структурное положение водорода в минерале, тип воды, входящей в состав минерала, и особенности ее связи с каркасом, координацию некоторых ионов, в частности бора, а также отношения «порядок — беспорядок» в минералах (например, положение алюминия и натрия в полевых шпатах).
Источник
Магнитные свойства минералов определяются магнитными свойствами составляющих их атомов и магнитной структурой минералов (расположение атомов). По существу, все минералы являются магнетиками, они способны намагничиваться в магнитном поле. Эта способность проявляется у минералов, содержащих атомы с собственным магнитным моментом, обусловленным наличием не спаренных электронов. Это: Fe 2+, Mn2+, Fe3+, Mn3+, Mn4+, Sr2+, Ni2+, Cu2+, TR3+, U4+.Степень намагниченности характеризуется вектором намагниченности (J), который равен магнитному моменту единицы объёма. Основной характеристикой магнитных свойств минералов является магнитная восприимчивость(χ), которая определяется отношением вектора намагничения (J) к напряжённости магнитного поля (Н):
χ =J/Н.
По магнитности минералы делятся следующим образом.
1. Диамагнитные – атомы минерала не имеют собственного магнитного момента. Магнитная восприимчивость диамагнитных минералов небольшая и отрицательная (χ<0) , например, галит, самородная Cu, самородный висмут.
2. Парамагнитные содержат как основную составную часть или примеси атомы с собственным магнитным моментом. В магнитном поле они имеют слабую намагниченность в направлении магнитного поля. Магнитная восприимчивость парамагнитных минералов небольшая (χ =10-3 – 10-6) и положительная, например, пирит, сфалерит.
3. Ф ерромагнитные содержат большое количество атомов с собственным магматическим моментом. В магнитном поле намагниченность ферромагнитных минералов сильная, а восприимчивость положительная и очень высокая (χ =1 400 000·10-6). Минералы с ферромагнитными свойствами обладают спонтанной намагниченностью (J). Имеют собственный момент и создают вокруг себя собственное магнитное поле, например, камасит (космическое никелистое железо).
4. Антиферромагнитные минералы содержат атомы с собственным магнитным моментом. Различают скомпенсированные антиферромагнитные минералы, у которых магнитная восприимчивость очень мала, но положительна (χ =20,6·10-6), например: гематит и нескомпенсированные антиферромагнитные минералы (ферримагнитные), у которых намагниченность в магнитном поле сильная, а магнитная восприимчивость положительная и очень высокая (χ =1 000 000·10-6).
Эти минералы обладают спонтанной намагниченностью и создают вокруг себя магнитное поле, например, магнетит, пирротин. Кристаллы ферромагнитных и ферримагнитных минералов обладают способностью самопроизвольного деления на отдельные магнитные участки размером от 10-5 до 10-6 см, получившие название доменов.
Д. Радиоактивность
Некоторые минералы содержат в своём составе радиоактивные элементы, обладающие самопроизвольным атомным излучением. Этот процесс носит название радиоактивного распада.
Как известно, все химические превращения в минералах связаны со строением наружных электронных оболочек атомов и ионов, входящих в состав минерала. Явления же радиоактивных превращений обусловлены процессами, происходящими в ядрах атомов. Эти явления характерны для элементов окончания периодической таблицы Менделеева (уран, торий, радий и др.). Они обладают не вполне устойчивыми ядрами атомов. Для них характерен процесс радиоактивного распада, проявляющийся в непрерывном испускании элементарных частиц:
а) ά – частиц, т.е. ядер атомов гелия; испускание этих частиц приводит к тому, что атом данного элемента последовательно превращается в атомы более лёгких элементов, причём атомный номер при вылете каждой частицы уменьшается на две, а масса – на четыре единицы;
б) β – частиц, которые соответствуют электрону (β-) или позитрону (β+); вылет одной такой частицы приводит либо к увеличению заряда ядра на единицу (отрицательный β распад), либо к уменьшению заряда ядра (положительный β распад);
в) γ – лучей, представляющих собой электромагнитное излучение, близкое по характеристикам рентгеновскому излучению.
Это непрерывное превращение атомов, сопровождающееся большим расходом энергии, протекает независимо от температуры и давления. Конечными продуктами, образующимися в результате последовательных испусканий ά – и β – частиц, являются устойчивые изотопы свинца. Скорость распада образующихся промежуточных атомов колеблется в весьма широких пределах от долей секунды до миллиардов лет. Время, необходимое для распада половины всего количества атомов данного изотопа, называется периодом полураспада. Оно постоянно для каждого изотопа.
Явление радиоактивного распада, протекающего в течение огромных промежутков времени, используется при определении абсолютного геологического возраста различных пород, так как скорость радиоактивного распада химических элементов не зависит от геологических условий образования минерала (температуры, давления, химических реакций) и от процессов минералообразования, происходивших в земной коре. Методы определения возраста пород: гелиевый, свинцовый, аргоновый, углеродный, стронциевый.
Некоторые минералы, содержащие радиоактивные элементы, с течением времени могут разрушаться, превращаясь в стеклоподобные изотропные образования с раковистым изломом, приобретая свойства аморфных тел, но с сохранением первоначальной внешней формы кристаллов и первоначального химического состава. Такие минералы называется метамиктными, а сам переход их в метамиктное состояние – метамиктизацией (циркон, пирохлор, эшинит и др.). При нагревании метамиктные минералы возвращаются в первоначальное кристаллическое состояние. Метамиктное состояние свойственно главным образом силикатам и окислам. Иногда метамиктные разности носят иное название, нежели исходный минерал, например: циркон и его метамиктная разность циртолит (молокон).
Источник