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一、岩石、矿石的磁性特征
（一）表征磁性的物理量
1.磁化强度和磁化率
均匀无限磁介质受到外部磁场H的作用时，衡量物质被磁化的程度是以磁化强度M表示，它与磁场强度之间的关系为
地球物理勘探概论
式中：κ是物质的磁化率，它表征物质受磁化的难易程度，是一个量纲为一的物理量。实际工作中，磁化率仍注以单位。SI单位制用SI（κ）标明，CGSM单位制用CGSM（κ）标明，两者的关系是
。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＝10－3CGSM（M）。在国际单位制中，磁化强度和磁场强度量纲相同，都为安（培）/米（A/m）。
2.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
地球物理勘探概论
式中：B以T［特（斯拉）］为单位；μ是介质的磁导率，单位为H/m［亨（利）/米］；H以A/m（安/米）为单位。
若介质为真空，则有：
地球物理勘探概论
式中：μ0是真空的磁导率，μ0＝4π×10－7H/m。令μr＝μ/μ0（相对磁导率），由式（1-2-5）得：
地球物理勘探概论
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相比，B增加了κH项，即介质受磁化后所产生的附加场，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
地球物理勘探概论
3.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0.5×10－4T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（Mi），它表示为
地球物理勘探概论
式中：T是地磁场总强度（磁感应强度）；κ是岩石、矿石的磁化率，它取决于岩石、矿石的性质。
岩石、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过程，所保留下来的磁化强度，称作天然剩余磁化强度，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
地球物理勘探概论
磁法勘探中，表征岩石磁性的物理量是κ（Mi）、Mr及M。
（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有直接的关系。
1.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。其中几种常见矿物的磁化率，见表1-2-1。
由此可见：
（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。
（2）顺磁性矿物，其磁化率要比抗磁性矿物磁化率大得多，大了约两个数量级。
2.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，它的三元系统如图1-2-4所示。由FeO、Fe2O3和TiO2组合成的固熔体的主要矿物及其他磁性矿物如表1-2-2所示。
表1-2-1常见矿物磁化率
图1-2-4铁-钛氧化物的三元系统
地壳中纯磁铁矿少见，大多是由不同比例的铁、钛、氧组成复杂的固熔体，它是典型的亚铁磁性。在我国鲁、冀、鄂、苏、皖等省的铁矿区，磁铁矿的磁化率一般为（0.002～0.2）SI（κ），其剩余磁化强度一般为（2.2～2325）A/m。可见，磁铁矿不仅有较强的磁化率，且具有较强的剩余磁性，其变化范围较大。表1-2-2列出了一些铁磁性矿物的磁化率。
磁黄铁矿属铁-硫二元系，它常见于汞、砷、锑层控矿床。当0＜x＜0.1时，它是反铁磁性；当0.1＜x＜0.25时，它是亚铁磁性，它亦分为α型和γ型，后者磁化率较大。
表1-2-2铁磁性矿物磁化率
（三）各类岩石的一般磁性特征
地壳岩石可分为沉积岩、火成岩及变质岩三大类。
1.沉积岩的磁性
一般说来，沉积岩的磁性较弱，如表1-2-3所示。沉积岩的磁化率主要决定于副矿物的含量和成分，它们是磁铁矿、磁赤铁矿、赤铁矿，以及铁的氢氧化物。造岩矿物如石英、长石、方解石等，对磁化率无贡献。沉积岩的天然剩余磁性，与由母岩剥蚀下来的磁性颗粒有关，其数值不大。
表1-2-3地壳岩石的磁化率和天然剩余磁化强度
注：表中数字表示数量级。
2.火成岩的磁性
依据产出状态，火成岩又可分为侵入岩和喷出岩。
（1）不同类型的侵入岩（花岗岩、花岗闪长岩、闪长岩、超基性岩等），其κ平均值随着岩石的基性增强而增大。它们的磁化率均具有数值分布范围宽的相同特征。
（2）超基性岩是火成岩中磁性最强的。超基性岩体系在经受蛇纹石化时，辉石被蚀变分解形成蛇纹石和磁铁矿，使磁化率急剧增大，可达到几个SI（κ）单位。
（3）基性岩、中性岩，一般来说其磁性较超基性岩要低。
（4）花岗岩建造的侵入岩，普遍是铁磁—顺磁性的，磁化率不高。
（5）喷出岩在化学和矿物成分上与同类侵入岩相近，其磁化率的一般特征相同。由于喷出岩迅速且不均匀地冷却，结晶速度快，因而其磁化率离散性大。
（6）火成岩具有明显的天然剩余磁性，其Q＝Mr/Mi称为柯尼希斯贝格比。不同岩石组成的Q值范围，可在0～10或更大范围内变化。
3.变质岩的磁性
变质岩的磁化率和天然剩余磁化强度的变化范围很大。按磁性，变质岩可分为铁磁-顺磁性和铁磁性两类，其与原来的基质有关，也与其形成条件有关。由沉积岩变质生成的，称副变质岩，其磁性特征一般具有铁磁—顺磁性；由岩浆岩变质生成的，称正变质岩，其磁性有铁磁-顺磁性与铁磁性两种。这和原岩的矿物成分，以及变质作用的外来性或原生性有关。
具有层状结构的变质岩，表现有磁各向异性。其Mr方向往往近于片理方向。磁化率各向异性可用下式来评价：
地球物理勘探概论
式中：λκ是磁化率各向异性系数。在强变质沉积岩石中，λκ值最大可达1.0～1.5。
（四）影响岩石磁性的主要因素
岩石的磁性是由所含磁性矿物的类型、含量、颗粒大小与结构，以及温度、压力等因素决定的。
1.岩石磁性与铁磁性矿物含量的关系
根据实验资料和理论计算，侵入岩的磁化率与铁磁性矿物含量之间存在统计相关关系。一般来说，岩石中铁磁性矿物含量愈大，磁性愈强。
2.岩石磁性与磁性矿物颗粒大小、结构的关系
实验结果表明，在给定的外磁场
作用下，铁磁性矿物的相对含量不变，颗粒粗的较之颗粒细的磁化率大。可用于衡量剩磁大小的矫顽力Hc，与铁磁性矿物颗粒大小的关系恰好相反，Hc随铁磁性矿物颗粒的增大而减小。喷出岩的剩磁常较同一成分侵入岩的剩磁大。
此外，铁磁性矿物在岩石中的结构对岩石的磁化率也有影响。当磁性矿物相对含量、颗粒大小都相同，颗粒相互胶结的比颗粒呈分散状者磁性强。
3.岩石磁性与温度、压力的关系
高温与高压对矿物和岩石的磁性会产生影响。顺磁体磁化率与温度的关系，已由居里定律确定。
铁磁性矿物的磁化率与温度的关系，有可逆及不可逆两种。前者磁化率随温度增高而增大，接近居里点则陡然下降趋于零；加热和冷却的过程，在一定条件下磁化率都有同一个数值。后者其加热和冷却曲线不相吻合，即不可逆。它是温度增高后不稳定的那类铁磁性矿物的特征。此外，温度增高还能引起矿物矫顽磁力Hc的减小。
岩石磁化率与温度的相互关系比单纯矿物的复杂，岩石的磁化率-温度曲线与铁磁性矿物的成分有关，岩石的居里温度Tc分布仅与铁磁性矿物成分有关，而与矿物的数量、大小及形状无关。因此，热磁曲线（磁化率-温度曲线）可用于分析确定岩石中的铁磁性矿物类型。
温度增高，还导致岩石剩余磁化强度退磁。
铁磁体磁化，同时发生机械变形，其形变与晶体大小变化有关。铁磁体变化时，其形状和体积的改变称为磁致伸缩。
岩石在机械应力作用下，由于铁磁体的磁致伸缩，其磁性大小会有变化。比如在弱磁场中，当磁铁矿受到40MPa的单向压力时，其磁化率减小，且其减小与磁化场强度还有关系。同样，岩石磁化率随着所受机械压力的增加而减小。垂直于受压方向所测得的磁化率，与压力的相依关系较弱。
岩石的剩余磁化强度，亦随着岩石受压的增大而减小。
二、岩石和矿石的自然极化
一般情况下物质都是电中性的，即正、负电荷保持平衡。但在一定条件下，某些物质或系统的正、负电荷会彼此分离，偏离平衡状态，通常称这种现象为“极化”。某些岩石和矿石在特定的自然条件下会呈现出极化状态，并在其周围形成自然电场，这便是岩、矿石的自然极化。
2.2.1.1电子导体的自然极化
当电子导体和溶液接触时，由于热运动，导体的金属离子或自由电子可能有足够大的能量，以致克服晶格间的结合力越出导体而进入溶液中。从而破坏了导体与溶液的电中性，分别带异性电荷，并在分界面附近形成双电层，此双电层的电位差称为该电子导体在该溶液中的电极电位。它与导体和溶液的性质有关，若导体及其周围的溶液都是均匀的，则界面上的双电层也是均匀的，这种均匀、封闭的双电层不会产生外电场。如果导体或溶液是不均匀的，则界面上的双电层呈不均匀分布，产生极化，并在导体内、外产生电场并引起自然电流。这种极化所引起电流的趋势是减少造成极化的导体或溶液的不均匀性。故若不能继续保持原有的导体或溶液的不均匀性，这种因极化而引起的自然电流会随时间逐渐减小，以至最终消失。因此电子导体周围产生稳定电流场的条件是：导体或溶液具有不均匀性，并有某种外界作用保持这种不均匀性，使之不因极化放电而减弱。
如图2.2.1所示，赋存于地下的电子导体矿体，当其被地下潜水面截过时，往往在周围形成稳定的自然电场。原因是，潜水面以上渗透带，由于靠近地表而富含氧气，使那里的(附着水)溶液氧化性较强；相反，潜水面以下含氧气较少，使那里的水溶液相对来说是还原性的。潜水面上、下部分总是分别处于性质不同的溶液中，在导体和周围溶液的分界面上形成不均匀的双层面，产生自然极化，并形成稳定的自然极化电流场。通常称这样的自然电场为氧化-还原电场。容易理解，通过大气降水的循环，从大气中不断向地下补充的氧气，提供了氧化-还原电场的能源。
在上述特定自然条件下，导体上部处于氧化性质溶液中，电极电位较高，导体相对带正电，而周围溶液带负电；而导体下部分处于还原性质溶液中，电极电位较低，导体相对带负电，周围溶液带正电。由此形成的电流在导体内部自上而下，而在导体外自下而上(图2.2.1)。从地面上看，自然电流由四面八方流向导体，因此离导体越近电位越低。在导体正上方电位最低，称为自然电位负心。通常，在硫化金属矿上可观测到几十到几百毫伏的自然电位负异常，而在石墨化程度较高的地层或石墨矿上，自然电场负异常的幅度可达800～900 mV，甚至更大。
图2.2.1电子导电矿体的自然极化及自然电场
A—地面；B—渗水循环带(氧化带)；C—潜水面；D—滞流水带(还原带)；E—金属导体；F—自然电位曲线(负异常)
2.2.1.2离子导体的自然极化
地面电法勘探在离子导电的岩石中观测到的自然电场主要是由于动电效应所产生的流动电位所引起的。一般岩石颗粒与周围溶液之间形成的离子双电层，靠岩石颗粒一边带阴离子，而溶液一侧为阳离子。当地下水在岩石中流过时，将带走双电层溶液一侧(扩散区中)的部分阳离子，于是在水流的上游会留下多余的负电荷(阴离子)，而在下游有多余的正电荷(阳离子)，因而破坏了正负电荷的平衡，形成极化。这种极化的结果，将沿水流方向产生电位差，这在电化学上叫流动电位。在此种极化机理中，好似水流过岩石时，岩石颗粒滤下了部分阴离子，故在电法勘探中形象地称由此形成的自然极化电流场为过滤电场(图2.2.2)。地壳中的过滤电场主要有裂隙渗漏电场、上升泉电场、山地电场和河流电场等(图2.2.3至图2.2.7)。这类自然电场都与地下水的流动有关，基于对它们的观测和研究，有可能解决某些水文地质和工程地质问题。例如，确定地下水流向及地下水与地表水补给关系，寻找水库漏水带或构造破碎带及上升泉等。对寻找金属矿来说，各种过滤电场则是一种干扰。
图2.2.2离子导电矿体形成的过滤电场
A—水流上游(低电位)；B—水流下游(高电位)
图2.2.3山地电场
图2.2.4裂隙渗漏电场
图2.2.5上升泉电场
图2.2.6山东某地河流电场
(地下水补给河水)
图2.2.7山东某地河流电场
(河水补给地下水)
为了考察过滤电场对金属矿电法的干扰程度和在水工物探中利用它的可能性，需要估算它的电位异常幅度ΔU。对于多孔岩可利用下式计算
ΔU极大=0.77ρ水·ΔP(2.2.1)
式中：ρ水为地下水的电阻率，Ω·m；ΔP为引起地下水流的水压差，Pa。
除过滤电场外，不同岩性和孔隙水TDS不同的离子导电岩石相接触时，还能产生扩散-吸附电场。不过，在地面电法勘探中后者通常很弱，难以应用，也不会形成明显干扰。
三、矿物、岩石和矿石
矿物是在地质作用中形成的天然单质或化合物，具有相对固定的化学成分、物理性质和结晶构造，是岩石和矿石的基本组成部分。在自然界中，矿物的总数在3000种以上，但常见的、组成岩石的矿物只有几十种。组成岩石的一类矿物被总称为造岩矿物。在造岩矿物中，最重要的是硅酸盐矿物，其他的造岩矿物有氧化物、碳酸盐等。矿物的物理性质和含量对岩石和矿石的物理性质有直接的影响。
岩石是在地质作用下形成的、由一种或多种矿物组成的集合体，是地球物质的重要组成部分。除了矿物等固体物质外，岩石中还有未被固体物质所占据的空间，称为孔隙或空隙。在自然界中，没有孔隙的岩石是不存在的，但不同岩石类型中的孔隙在大小、形状和发育程度等方面的差异很大。岩石孔隙的大小、形状、连通及发育程度直接影响岩石的物理性质。
岩石中的孔隙可分为连通型和不连通型两类。在自然条件下，孔隙中一般充有液体、气体或液体和气体的混合物。在一定的岩层压力差下，流体可以在连通孔隙中流动。除了孔隙以外，岩层中的流体还可以通过岩石中的裂隙流动。有无裂隙存在，对岩石的物理性质有很大的影响。
矿石是可以从中提取有用元素、化合物或矿物的天然矿物集合体。存在于地壳之中，具有一定规模的、有开采价值的矿石形成了矿床。
