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一、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。
二、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。
三、岩石和矿石的激发极化机理
为了有效地应用激发极化法，首先必须弄清岩、矿石的激发极化机理。关于激电效应的机理，以往曾提出过多种不同的假说，直至目前仍处于研究中。目前把激发极化的机制，总体分为两类：电子导体的激发极化和离子导体的激发极化。
为了便于理解这两种不同的机制，对岩、矿石的一个基本单元结构简化成如图3.1.1所示的单元模型。单元的上部表示纯离子通道，下面部分表示电子导体和离子导体的共同通道。在实际的地下介质中，纯离子通道和共同通道并不会像图中所示那样互相隔离，而是彼此混合和交织在一起的。图3.1.1所示的画法只是为叙述和理解的方便。
图3.1.1岩、矿石激发极化单元模型
3.1.1.1电子导体的激发极化机理
先研究共同通道，为了看清电子导体和周围溶液界面上发生的电荷分化与转移，我们把这一小部分放大，如图3.1.2所示。
目前，国内、外对电子导体的激发极化机理问题，意见比较一致，一般认为电子导体的激发极化和电化学中公认的电极电解极化是同一种现象。
当电子导体和电解质溶液接触时，导体的金属成分或多或少被离子溶液溶解，成为带正电荷的金属离子，游离于溶液中，而把带负电荷的成分(主要是电子)留在导体内，形成初步的正负电荷的分离。又由于电荷之间的吸引，导体中的负电荷和溶液中的正电荷大多分布在导体-溶液界面的两侧。在发生溶解的同时也发生电荷的中和，或者说再交换，使金属离子还原成金属，达到动态平衡，从而在导体与溶液的界面上建立起一个稳定的双电层，称为自然双电层(图3.1.2a)。
图3.1.2电子导体的激发极化模型
a—电荷分化成平衡双电层；b—双电层结构(图a方框内放大)；c—外电流引起的电荷转移；d—断电后的放电过程
自然双电层中(图3.1.2b)，正离子紧密排列在界面附近，称为“紧密层”。只有少部分扩散到较远的地方，称为“扩散层”。离界面越远，正离子浓度越小。自然双电层厚度大约十几个纳米。
自然双电层即是电子导体与围岩电解质溶液接触时的电极电位。这一电位在宏观上并不显示出来。一是因为双电层只有纳米的级次，电场范围很小；二是由于不同颗粒和不同界面的电位差相互抵消，不形成外电场，因此又称为平衡电极电位，记为Φ平。
当有电流流过上述电子导体-溶液系统时(图3.1.2c)，在外电场的作用下，电子导体内部的电荷将重新分布：自由电子反电流方向移向电流流入端，使那里的负电荷相对增多，形成“阴极”；而在电流流出端，呈现相对增多的正电荷，形成“阳极”。与此同时，在周围溶液中也分别于电子导体的“阴极”和“阳极”处，形成阳离子和阴离子的堆积。
当电流于“阴极”从溶液进入电子导体时，溶液中的载流子(阳离子)要从电子导体表面获得电子，以实现电荷的传递。同样，当电流于“阳极”从电子导体流入溶液，溶液中的载流子(阴离子)将释放电子(电子导体获得电子)。若此种电荷传递和相伴随的电化学反应的速度极快，则电子导体和溶液之间，电流可以“畅通无阻”，便不会在界面两侧形成异性电荷的滞留。但由于电化学过程的迟缓性，实际上电极过程的速度有限，电子导体和溶液之间不是“畅通”的，从而在界面两侧产生异性电荷的滞留与堆积，形成附加的双电层，使自然双电层的平衡状态遭到破坏，偏离平衡值。
在一定的外电流作用下，“电极”和溶液界面上的双电层电位差Φ相对平衡电极电位Φ平之变化，在电化学中称为“过电位”或“超电压”，记为ΔΦ。
ΔΦ=Φ-Φ平
随着通电时间的延续，界面两侧堆积的异性电荷将逐渐增多，过电位随之增大。过电位的形成和增大将加速电极过程的进行(加速电荷的传递)，直到该过程的速度与外电流相适应，即流至界面的电流均能全部通过界面，因而不再堆积新电荷时，过电位便趋于某一个饱和值，不再继续增大。这便是过电位的形成过程或充电过程。当外电流断开后，堆积在界面两侧的异性电荷，将通过界面本身、电子导体内部和周围溶液放电(图3.1.2d)，使界面上的电荷分布逐渐减小，直至最后消失。这就是过电位的放电过程。
除过电位外，电子导体的激电效应还可能与界面上发生的其他物理-化学过程有关。例如，当电流流过电子导体与溶液的界面时，“阴极”和“阳极”上的电解产物附着其上，将会形成具有电阻和电容性质的薄膜；此外，电解产物还可能使“阴极”和“阳极”附近的溶液分别向还原和氧化溶液变化，因而形成类似于自然极化中的那种氧化-还原电场。
3.1.1.2离子导体的激发极化机理
其次研究纯离子通道。大量野外和室内观测资料表明，不含电子导体的一般岩石也可能产生较明显的激电效应。一般造岩矿物为固体电解质，属离子导体。关于离子导体的激发极化机理，所提出的假说和争论较电子导体多，但大多认为岩石的激电效应与岩石颗粒和周围溶液界面上的双电层有关。这些假说都是基于岩石颗粒-溶液界面上双电层的扩散结构和扩散区内存在可以沿界面移动的阳离子这一特点提出来的，主要有双电层形变和薄膜极化假说等，下面介绍后一种。
岩石颗粒，尤其是黏土矿物颗粒，具有吸附负离子的特性，负离子又会把正离子吸引到周围(图3.1.3)。所以，在岩石颗粒和周围溶液的分界面上，会形成这样的双电层：靠近界面部分，正离子被固相表面的异性电荷紧紧吸引住，不能自由活动，这就是所谓“紧密层”，其厚度约为10-8m；稍远离界面处，正离子受固相表面的异性电荷吸引力的作用减弱，可以在一定范围内平行岩石颗粒表面运动，这就是所谓“扩散层”，厚度约为10-7～10-6m；再往外就是正常溶液，分散层到正常溶液是逐渐过渡的(图3.1.4)。
图3.1.3岩石的孔隙和颗粒表面黏土矿物附近的电荷分布情况
1—砂砾；2—黏土；3—正离子(扩散层)；4—负离子层；5—溶液中的自由离子；6—激发电场方向
当岩石颗粒间的孔隙截面接近于分散层的厚度时(窄孔带)，则整个孔隙都处在离子分散层内。在外电场作用下，分散层中正离子移动较快(因其受负电荷束缚较弱)。分散层负离子较少，又受紧密层正离子的吸引，移动较慢。相对于窄孔带，宽孔带可移动正、负离子数相差无几。当电流通过宽窄不同而彼此相连的岩石孔隙时，由于窄孔带中阳离子的迁移率大于阴离子的迁移率，结果在窄孔隙的电流流出端形成阳离子的堆积，在电流流入端形成负离子过剩，从而形成离子浓度沿孔隙方向的变化(图3.1.5)。随着供电时间的持续，离子浓度的增长不会无限制地进行下去，因为离子的浓度的增加会阻碍离子的运动，最终达到动态平衡。于是形成化学的浓度梯度和电的势垒。外电流切断后，形成的浓度梯度要恢复平衡，势垒中积累的能量要向外释放，于是观察到激发极化现象。人们把上述窄孔带称为“薄膜”，相应的激发极化称为“薄膜极化”。其实这种效应中窄孔带和宽孔带都做了贡献。
图3.1.4岩石颗粒-溶液界面的双电层结构示意图
图3.1.5宽窄孔带薄膜极化效应原理
a—模拟由宽窄孔带组成的岩石溶液中的空隙通道(窄空带中正离子过剩)；b—外电场作用下正离子流出窄孔带；c—长时间充电后电解液正离子浓度c的分布
显然，在上述过程中，岩石激电场的建立和衰减决定于离子扩散的路径，即决定于孔隙的构造。颗粒越小，窄孔隙和宽孔隙的路径也就越短，充、放电速度也就越快。
