Магнитные свойства горных пород

Определения; диамагнетизм; парамагнетизм

Намагниченность J породы можно выразить в виде суммы двух членов


представляющих собой соответственно индуцированную и остаточную намагниченности. J_r равна нулю в породах, содержащих только диамагнитные и парамагнитные минералы; в таких породах J_i пропорциональна внешнему магнитному полю Н, индуцирующему намагниченность. Отношение x = J_i/H представляет собой магнитную восприимчивость единицы объема. Удельная восприимчивость X равна x/δ, где δ — плотность вещества. Намагниченность J (магнитный момент единицы объема) измеряется в тех же единицах, что и напряженность магнитного поля, т. е. в эрстедах или гаммах; 1γ = 10^-5 Э. Восприимчивость и — величина безразмерная.

Все вещества диамагнитны, т. е. имеют отрицательную восприимчивость порядка 10^-6 на 1 г или менее, которая возникает вследствие искажения электронных орбит в магнитном поле. В магнитном поле Земли (~0,5 Э) масса породы с плотностью 3 г/см³ приобретает намагниченность J_di ~ —1,5·10^-6; наибольшая напряженность магнитного поля у поверхности Земли, которую могло бы обусловить наличие такой массы, 2πJ_di, была бы равна примерно 1γ и поэтому пренебрежимо мала.

Вещества, которые содержат атомы с незаполненными оболочками (переходная группа железа, редкие земли), парамагнитны при температурах выше их температуры Кюри или Неэля (см. ниже). Парамагнитная восприимчивость вещества, содержащего в единице объема N атомов (или ионов) с моментом μ, равна


где К — постоянная Больцмана, а Т — абсолютная температура. Атомный момент μ. равен нескольким магнетонам Бора (1 магнетон Бора = 0,927·10^-20) эрг/Э). Парамагнитная восприимчивость обычных силикатов пропорциональна содержанию в них железа [30]. Типичная для оливина (Fe_0,1Mg_0,9)₂SiO₄ удельная восприимчивость равна 1,8·10^-5 [20]. Итак, вклад парамагнетизма пород в магнитное поле у поверхности Земли составляет лишь несколько гамм и не играет существенной роли для геофизики.

Ферромагнетизм; антиферромагнетизм; ферромагнетизм

В парамагнитных веществах магнитные моменты отдельных атомов не связаны между собой; поведение каждого атома не зависит от поведения других. Если кристаллическая структура такова, что атомы могут взаимодействовать друг с другом, например, при перекрытии электронных орбит соседних атомов, то может возникнуть связь и атомные моменты начнут вести себя коллективно. Обычно возникает связь между соседними атомами с параллельными или антипараллельными моментами, что обусловливает ферромагнетизм или антиферромагнетизм; могут возникнуть также и более сложные группировки моментов (например, спиральные). Как в ферромагнитных, так и в антиферромагнитных веществах существует температура (температура Кюри Т_с, температура Неэля Т_n), выше которой энергия связи становится меньше тепловой энергии КТ и перестает быть эффективной; вещество становится парамагнитным. Ферромагнитное вещество обладает при любой температуре ниже Т_с «спонтанной» намагниченностью (или намагниченностью «насыщения») J_s, которая зависит от Т и которая при Т = 0 равна сумме всех атомных моментов. Спонтанная намагниченность уменьшается с возрастанием температуры вначале довольно медленно, затем быстрее и исчезает при Т = Т_с. Спонтанная намагниченность антиферромагнитного вещества всегда равна нулю.

«Паразитический» антиферромагнетизм встречается в антиферромагнитных веществах с низкой симметрией кристаллической решетки, когда атомные моменты не вполне антипараллельны. Спонтанная намагниченность очень мала; например, для α·Fe₂O₃ (гематит) она равна ~0,5 на 1 г, тогда как в случае параллельности всех моментов она составляет 350 на 1 г. Направление этой намагниченности перпендикулярно общей ориентации моментов; она исчезает при температуре Неэля.

В ферримагнитном веществе магнитные атомы или ионы находятся на двух различных ферромагнитных подрешетках, связанных антиферромагнитно; спонтанная намагниченность равна разности между спонтанными намагниченностями двух подрешеток. Она может очень сложным образом зависеть от температуры. В некоторых веществах, например в магнетите (Fe₃O₄), зависимость спонтанной намагниченности от температуры очень похожа па зависимость, которая наблюдается в ферромагнетиках; в других веществах спонтанная намагниченность может либо увеличиваться, либо уменьшаться в определенных интервалах температуры и ее знак может меняться на противоположный, как это происходит при температуре ниже комнатной в некоторых природных титаномагнетитах (твердых растворах Fe₃O₄ и Fe₂TiO₄) [25].


Спонтанную намагниченность обычно следует измерять в сильном поле, так как в слабых полях или при отсутствии поля вещество саморазмагничивается, чтобы свести к минимуму свою магнитостатическую энергию путем образования «доменов» — областей спонтанной намагниченности, отличающихся между собой ориентацией последней. Если внешнее поле равно нулю, доменная структура должна давать суммарную намагниченность, равную нулю. Вообще говоря, магнитокристаллическая анизотропия ограничивает возможные направления спонтанной намагниченности в домене несколькими преимущественными кристаллографическими направлениями, например [111] в случае магнетита.

Магнитные минералы

Главными носителями магнетизма в породах являются окислы железа или сульфиды. Наиболее часто встречающиеся окислы входят в следующие группы:

1. Члены α-группы, колеблются по составу от гематита (α-Fe₂O₃) до ильменита (FeTiO₃); они имеют структуру корунда. Гематит характеризуется «паразитическим» антиферромагнетизмом между переходом Морина (250 К) и точкой Кюри или Неэля (948 К). Ильменит становится антиферромагнитным ниже 55 К. Они образуют твердые растворы при верхней критической температуре ~1250 К. Возникновение твердых растворов ниже этой температуры происходит очень медленно. Магнитные свойства твердого раствора имеют сложный характер и чувствительны к термической обработке [11, 12]. Фазы, упорядоченные по отношению к распределению Fe и Ti, ферримагнитны; неупорядоченные фазы — антиферромагнитны; не ясно, как упорядоченность Fe²⁺ — Fe³⁺ влияет на магнитные свойства. Для некоторых твердых растворов характерно явление самообращения (см. ниже). MgTiO₃ часто присутствует (до 15 или 20% на моль) в a-фазах, богатых ильменитом; часто встречается также V₂O₃.

2. Члены β-группы (титаномагнетиты), изменяются но составу от магнетита (Fe₃O₄) до ульвошпинели (Fe₂TiO₄), имеют шпинельную структуру. Магнетит, формулу которого можно записать следующим образом: Fe³⁺[Fe²⁺Fe³⁺]O₄ (чтобы подчеркнуть различие между двумя подрешетками), представляет собой ферримагнетик с J_s = 98 на 1 г при T=0 и Т_с=858 К (580° С). Ульвошпинель Fe²⁺[Fe²⁺Ti⁴⁺]O₄,— антиферромагнетик с T_n = 120 К. Твердые растворы с верхней критической температурой ~900 К ферримагнитны; их J_s и Тизменяются почти линейно в зависимости от состава; фазы, содержащие более 80% Fe₂TiO₄ на моль, парамагнитны при комнатной температуре. В шпинельной структуре в значительных количествах может происходить замещение других двухвалентных и трехвалентных катионов. В естественных β-фазах часто встречаются Mg, Аl, Сг и Ми. Температура Кюри и спонтанная намагниченность замещенных магнетитов обычно меньше, чем в случае чистого магнетита.


3. Члены γ-группы, метастабильные окислы железа и титана со шпинельной (дефектной) структурой, по составу занимают промежуточное положение между α- и β-группами. Конечный член γ-Fe₂O₃ (маггемит) имеет состав


он ферримагнитен, с J_s соответствующей нескомпенсированному моменту Fe³⁺_2/3. Точка Кюри в этом случае известна не точно, так как при нагревании маггемит превращается в стабильную α-форму (гематит). γ-фазы с низким отношением Fe³⁺/Fe²⁺ распадаются на соединения, состоящие из прорастаний а-фазы. богатой Ti, и β-фазы, бедной Ti, точный состав которых можно определить по таблице, составленной Баддингтоном и Линдсли [5].

4. Пирротин FeS_1+x, имеет структуру NiAs. Его магнитные свойства также сложны; они зависят от состава и чувствительны к термической обработке. Если х мало (<0,1), минерал антиферромагнитен; ферримагнетизм появляется в упорядоченных образцах, для которых 0,1<х<0,15 (приближенно). Температура Кюри (~600 К) зависит от состава.

Магнитная восприимчивость; индуцированная намагниченность

Индуцированная намагниченность ферромагнитного и ферримагнитного вещества не пропорциональна приложенному полю; пропорциональность наблюдается лишь при очень низких значениях напряженности магнитного поля («начальная» восприимчивость). Индуцированная намагниченность зависит также от магнитной предыстории данного образца. Начальная восприимчивость ненамагниченного образца определяется доменной структурой и подвижностью доменных стенок, что в свою очередь зависит от присутствия примесей, от вакантных мест в решетке, от внутренних напряжений и дислокации. Восприимчивость также очень чувствительна к размеру зерен. В зернах диаметром 10^-6 см и менее тепловые флуктуации за короткий период времени и в малом поле могут привести почти к совершенной ориентации моментов каждого зерна, благодаря чему восприимчивость будет велика («суперпарамагнетизм»); она определяется уравнением (1), в котором μ представляет теперь момент VJ_s зерна объемом V. Однако с увеличением размеров зерен время релаксации увеличивается экспоненциально, поэтому зерна, размеры которых еще настолько малы, что они состоят лишь из одного домена (диаметр меньше 10^-5 см для Fe₃O₄), могут иметь меньшую восприимчивость, чем суперпарамагнитные зерна меньших размеров. В зернах большего размера, мультидоменных, удельная восприимчивость возрастает с увеличением диаметра; характерные значения удельной восприимчивости магнетита могут изменяться от ~1·10^-2 для однодоменных зерен до 0,1 для зерен диаметром 5·10^-2 см и до ~1 для правильных крупных кристаллов. Удельная восприимчивость гематита при комнатной температуре 2·10^-5. Восприимчивость крупных зерен обычно растет с увеличением температуры (возрастает примерно в 2 раза), затем начинает уменьшаться до своего парамагнитного значения при температуре Кюри.


Восприимчивость x_r породы, содержащей долю p (по объему магнитной фракции), приблизительно пропорциональна р и восприимчивости x самого вещества. Индуцированная намагниченность магнитных зерен в породе зависит, однако, от эффективного поля Н_е, действующего внутри зерен, которое может отличаться от приложенного поля Н_а благодаря размагничивающим полям. Если пренебречь всеми факторами, кроме формы зерен, то можно считать, что размагничивающее поле зерна равно —NJ, где N — размагничивающий фактор, соответствующий форме зерна и направлению намагниченности (N всегда меньше 4π; он приблизительно равен 4π для плоского диска, намагниченного вдоль оси, и равен 0 для длинной иглы, намагниченной вдоль оси). Так как J_i = xН_эфф и Н_эфф = Н_а — NJ_i, кажущаяся восприимчивость x_a зерна равна x_a = J_i/H_a = x/(1+Nx) и


Установлено, что восприимчивость многих изверженных пород может быть представлена выражением (2) при x≈0,4 и N от ~3,5 до 4,0 [17]; однако часто наблюдаются отклонения от предсказанного значения примерно в 10 раз, обусловленные главным образом зависимостью и от размера зерен.

Если зерна имеют различные размеры и обнаруживают предпочтительную ориентировку, то сама порода становится магнитно анизотропной и ее восприимчивость будет зависеть от направления приложенного магнитного поля. В изверженных и во многих осадочных породах изменение x_r в зависимости от направления поля обычно много меньше 10%; в некоторых метаморфических породах оно может быть больше.

Строго говоря, намагниченность, индуцируемая в теле породы с восприимчивостью x_r, зависит также от формы самого тела. Этот эффект играет существенную роль только в породах, в которых x_r чрезвычайно велика.

Теоретически и экспериментально доказано [9, 13, 14, 15, 18], что восприимчивость изменяется при одноосном сжатии σ как


где x₀ — восприимчивость при напряжении, равном нулю, и S имеет порядок 1·10^-10 см²/дин. S пропорционально коэффициенту магнитострикции и обратно пропорционально квадрату спонтанной намагниченности. Были даны также более сложные выражения для S, включающие N и магнитокристаллическую анизотропию [18, 28].

Восприимчивость базальтов обычно колеблется в пределах от 1 до 8·10^-3; восприимчивость подводных базальтов меньше (<1·10^-3) [1], возможно, вследствие более быстрого охлаждения и меньших размеров зерен. Граниты и другие кислые интрузивные породы с низким содержанием железа имеют восприимчивость 10^-4 или менее, хотя восприимчивость некоторых грубозернистых гранитных пород может иметь порядок 10^-3. Восприимчивость осадочных пород обычно лежит в пределах от 10^-5 до 10^-6. Породы с очень большим содержанием магнетита (руды) могут иметь восприимчивость от 10^-1 до 1.

Остаточная намагниченность

Многие породы, особенно изверженные, имеют устойчивую или остаточную намагниченность J_r, которая во много раз превышает намагниченность x_rF, индуцированную магнитным полем Земли F. Отношение Q = J_r/x_rF называется отношением Кёнигсберга и обычно имеет значение от 1 до 10, а иногда даже 100 и более. Отсюда следует, что магнитные аномалии скорее обусловлены J_r, чем J_i. Последняя параллельна современному полю Земли; первая, за исключением очень молодых пород, может иметь направление, отличающееся даже на 180° от направления современного магнитного поля Земли. Палеомагнетизм основан на изучении J_r.

В магнетизме пород и палеомагнетизме особенно важную роль играют два свойства остаточной намагниченности. Первое свойство — ее интенсивность, второе — ее стабильность или коэрцитивность, т. е. способность сохраняться при размагничивающих воздействиях 1) времени, 2) термической обработки и 3) переменного поля (AC-размагничивание). Разделение намагниченностей, приобретаемых породой в различные моменты времени, и определение первоначального направления магнитного поля Земли при образовании породы возможны только в том случае, когда более поздние намагниченности стабильнее первоначальной. Стабильность остаточной намагниченности, вообще говоря, связана с восприимчивостью обратной зависимостью. Очень маленькие зерна в супермагнитном состоянии имеют большую восприимчивость, но лишены остаточной намагниченности. Несколько большие, однодоменные зерна характеризуются малой восприимчивостью, но высокой стабильностью остаточной намагниченности; большие мультидоменные зерна имеют большую восприимчивость, но их остаточная намагниченность менее стабильна. Остаточная намагниченность может приобретаться различными путями; ниже описаны наиболее важные из них с геофизической точки зрения.

Изотермическая остаточная намагниченность IRM. Изотермическая остаточная намагниченность возникает при наложении на образец внешнего поля на короткое время при постоянной температуре. IR&I увеличивается (но не линейно) с возрастанием приложенного поля, пока не достигнет насыщения; соответствующее насыщению значение IRM, получаемое под действием магнитных полей, равных нескольким тысячам эрстед, обычно равно по порядку величины половине спонтанной намагниченности. Поля в 1 Э или меньшие дают лишь ничтожно малую величину IRM (10^-5 или менее). Поэтому IRM имеет существенное значение только в породах, которые подвергались действию локальных интенсивных полей, таких, например, которые могут возникнуть при разрывах во время грозы (при молниях). IRM, полученная в слабых полях, нестабильна и может, вообще говоря, быть разрушена размагничивающим переменным полем с максимальной амплитудой, равной интенсивности того поля, под действием которого возникла изотермическая остаточная намагниченность.

Вязкая остаточная намагниченность VRM. Установлено, что остаточная намагниченность, возникающая при постоянной температуре в слабых полях, увеличивается приблизительно пропорционально логарифму времени приложения поля. Точнее, она пропорциональна квадрату логарифма времени. Зависящая от времени часть изотермической остаточной намагниченности называется вязкой остаточной намагниченностью VRM. Она возрастает с увеличением интенсивности приложенного поля (в слабых полях) и с увеличением температуры образца в течение времени действия приложенного поля. Подобным образом возрастает стабильность по отношению к размагничиванию переменным током, так что VRM может существовать в течение длительного времени и при повышенных температурах может быть очень устойчива [4, 27]. После выключения поля вязкая остаточная намагниченность разрушается примерно с той же скоростью, с какой она приобреталась.

Термоостаточная намагниченность ТRМ. Термоостаточная намагниченность возникает при охлаждении от точки Кюри до комнатной температуры в приложенном поле Н_а. Парциальная термоостаточная намагниченность PTRM — остаточная намагниченность, приобретаемая в случае приложения поля только в течение некоторого периода охлаждения.

TRM пропорциональна tg аН_а, где а — константа, характерная для данной породы, и поэтому почти пропорциональна Н_а, если Н_а мало, однако в некоторых лавах при слабых полях (1 или 2 Э) отклонения от линейной зависимости можно наблюдать. Насыщение может быть достигнуто в полях 50 Э или менее. В слабых полях TRM больше, чем IRM, приобретенная в том же поле, однако в сильных полях эти намагниченности почти равны [24]. В монокристаллах α-Fe₂O₃ и других веществах с паразитным антиферромагнетизмом и сильной магнитокристаллической анизотропией поле с напряженностью лишь несколько эрстед может индуцировать TRM того же порядка, что и сама спонтанная намагниченность [31]; в магнетите такое поле создало бы TRM порядка 10^-3 J_s.

Большая часть TRM обычно приобретается в температурном интервале 100 или 150° ниже точки Кюри. PTRM имеет интересное свойство, заключающееся в том, что полная TRM, возникающая при охлаждении от Т_с до комнатной температуры Т₀, равна сумме всех PTRM, возникающих в интервалах Тс—Т₁—Т₂, Т₁—Т₂, ..., T_n—T₀. Обратно, повторное нагревание до температуры Т_i < Т_с и последующее охлаждение в поле, равном нулю, уничтожает только часть первоначальной TRM, или РТRM, которая была достигнута ниже Т_i. Это замечательное свойство ТРМ [32], которое, как оказалось, наблюдается во многих (но не во всех) лавах, может иногда быть использовано для определения интенсивности магнитного поля Земли, которое обусловливает естественную намагниченность лав [35].

TRM в слабых полях значительно более стабильна по отношению к температурному воздействию, чем IRM; она также более стабильна но отношению к размагничиванию переменным полем. Чтобы разрушить 50% термоостаточной намагниченности, приобретенной некоторыми магнетитсодержащими породами в магнитном поле Земли, может потребоваться переменное поле 200 Э или более, тогда как даже такие большие магнитные поля, как поле 1000 Э, едва ли могут сколько-нибудь существенно повлиять на TRM пород, содержащих гематит. Стабильность, однако, уменьшается с увеличением размера зерен. Именно это замечательное свойство стабильности TRM позволяет произвести в изверженных породах разделение первоначальной TRM, приобретенной за время, в течение которого они охлаждались, от любой намагниченности, например от вязкой остаточной намагниченности, приобретенной позже [33, 34].

Установлено, что полученная экспериментально TRM в породах зависит от ряда факторов (размеров зерен и т. д.) и может изменяться в 10 и более раз от образца к образцу. Термоостаточная намагниченность грубо пропорциональна коэрцитивности или обратно пропорциональна восприимчивости; например, крупные и хорошо отожженные зерна с высокой восприимчивостью приобретают меньшую TRM, чем более мелкие зерна, содержащие примеси или дислокации. Механизм возникновения TRM понятен для случая однодоменных зерен [21], но неясен для мультидоменных зерен. Здесь могут играть роль тепловые флуктуации, так же как температурная зависимость магнитокристаллической энергии и констант магнитострикции [7, 29, 37].

Порода может приобрести TRM, направление которой будет составлять 180° с направлением создавшего ее поля («самообращение»). Как указывалось выше, самообращение происходит в некоторых α-фазах [11, 12, 36]; оно может также возникать в β- и γ-фазах при процессах упорядочения или частичного окисления [38] или в результате магнитостатического взаимодействия двух фаз с различными температурами Кюри [36].

Химическая остаточная намагниченность СИМ. Стабильная и большая по величине остаточная намагниченность может возникать в слабом магнитном поле, приложенном в момент образования зародышей и роста или перекристаллизации магнитной фазы. Этот механизм очень сходен с тем, который приводит к возникновению термоостаточной намагниченности в однодоменных частицах [16]. Некоторая доля остаточной намагниченное™ красноцветных осадочных пород может представлять собой химическую остаточную намагниченность, возникшую при дегидратации и перекристаллизации гётита в гематит или лепидокрокита в маггемит. Подобным образом некоторая доля остаточной намагниченности изверженных пород может представлять собой химическую остаточную намагниченность, возникающую при низкотемпературном окислении.

Детритовая остаточная намагниченность. Зерна магнитных минералов, обладающие остаточной намагниченностью (например, термоостаточной), приобретенной ранее, могут ориентироваться под действием магнитного поля Земли, если они осаждаются в спокойной воде и входят в состав осадка. Большая часть остаточной намагниченности осадочных пород может возникнуть именно таким образом, хотя было показано [6], что в некоторых красноцветных отложениях остаточная намагниченность в основном приурочена к красному пигменту и представляет собой, вероятно, химическую остаточную намагниченность.

Пьезоостаточная намагниченность СИМ. Существовавшая ранее остаточная намагниченность уменьшается при одноосном сжатии точно так же, как восприимчивость [15]. Сообщалось [19] о возможности возникновения добавочной компоненты изотермической остаточной намагниченности под действием напряжения, если последнее снимается во время действия магнитного поля. Теоретически негидростатическое напряжение достаточной величины за счет магнитострикции должно изменить направление намагниченности. Однако мы не располагаем явными доказательствами того, что в породах существует необратимый эффект, благодаря которому нарушается параллелизм между направлением остаточной намагниченности и вызвавшего ее поля. Этот эффект трудно было бы отделить от эффекта анизотропии (преимущественная ориентация зерен), который, вероятно, должен наблюдаться в деформированных породах.

Общие замечания

Нагата [17] дает пространный обзор магнитных свойств пород; подробно этот вопрос рассмотрен также в работе Ирвинга [10].

Интерпретация магнитных аномалий как в малом (геофизические исследования), так п в большом (структура коры и верхней мантии) масштабах осложняется несколькими факторами:

1. Намагниченность породы обычно имеет две компоненты — индукционную и остаточную, причем последняя, как правило, в несколько раз больше первой, особенно в породах, обладающих высокой намагниченностью.

2. Величины индукционной и остаточной намагниченностей зависят от минерального состава пород и очень чувствительны к размеру зерен. Вообще говоря, можно ожидать, что в осадочных породах величина намагниченности будет иметь порядок 10^-5—10^-6 или менее, в гранитных породах и гнейсах 10^-5—10^-4 и в базальтах 5·10^-4—5·10^-2; во всяком случае, ее значение обычно нельзя предсказать точнее чем с возможной ошибкой в 10 раз.

3. Направление индуцированной компоненты, конечно, совпадает с направлением современного магнитного поля Земли; направление остаточной намагниченности может отклоняться, и обычно отклоняется от этого направления на большой угол, вплоть до 180°. Направление остаточной намагниченности будет зависеть от структуры породы (анизотропии) и от времени, при котором она приобрела различные компоненты своей остаточной намагниченности (термической, химической, вязкой и т. д.). Эти факторы, а также имевшие ранее место смещения континентов и внутриконтинентальная деформация не позволяют пока предсказать с какой-либо степенью точности направление намагниченности данной породы.

Аномалии континентальной коры. Магнитные аномалии в континентальных областях, в том числе аномалии, протяженностью в несколько сотен километров [2, 3, 26], можно почти с полной уверенностью объяснить магнитными свойствами континентальной коры до глубины 30 км или, возможно, несколько глубже древних щитов с низким значением теплового потока. Так как температура Кюри большинства пород меньше 600° С, то представляется вероятным, что вещество верхней мантии в континентальных областях парамагнитно.

Желательно располагать более обширной информацией о магнитных свойствах метаморфических пород, в частности амфиболитов.

Океаническая кора. О составе океанической коры и соответственно о ее магнитных свойствах известно очень мало. Замечательные линейные магнитные аномалии [39], по-видимому, обусловлены остаточной намагниченностью порядка 5·10^-3 [23], которая приурочена к медианной линии полосы распространения подводных базальтов [1]. О магнитных свойствах серпентинитов, из которых может состоять часть океанической коры, тоже известно очень мало. Серпентиниты, образовавшиеся при гидратации дунитов и перидотитов, обычно содержат некоторое количество тонкозернистого магнетита, возникшего при разрушении железосодержащего оливина; однако их остаточная намагниченность мала и неустойчива. Океанические осадки обычно имеют слабую намагниченность (10^-6) [22].

Верхняя мантия в океанических областях. Недостаточность сведений о петрологии верхней мантии не позволяет широко обсудить ее магнитные свойства. Эклогиты обычно существенно парамагнитны, так как большая часть содержащегося в mix железа входит в состав пироксенов и гранатов. Магнитный компонент перидотитов обычно представлен пикотитом (FeMg)(AlFeCo)₂O₄, в котором преобладают Fe и Al с температурой Кюри, несколько меньшей, чем температура Кюри магнетита. Поэтому маловероятно, что верхняя мантия обладает магнитными свойствами много ниже глубины ~30 км в областях с низким или средним значением теплового потока или на меньшей глубине в областях высокого теплового потока.