古地磁学原理

6.1.1基本概念

6.1.1.1地磁场要素

地球是一个巨大的磁体，地球磁场是地球本体及其周围空间的地磁场。地磁场是一个矢量，有大小，有方向，是空间和时间位置的函数。通常采用观测点直角坐标系表示地球磁场的总强度H_T和它的各个分量(图6.1)。以坐标为原点，分别取坐标系中X轴沿着地理子午线的方向，令X轴向北为正;Y轴沿着纬圈方向，令Y指向东为正;Z轴是上下的方向，Z指向下方为正。H_T在XYZ各轴上的投影分别是H_T的北向分量、东向分量和垂直分量。同样，H_T在水平面上的投影OB称为水平分量H，H_T所在的垂直平面BOA称为磁子午面。地理子午面XOZ与磁子午面BOZ(即BOA平面)之间的夹角BOX，称为磁偏角，用符号D来表示，其向东为正，向西为负。矢量H_T的方向与水平面之间的夹角AOB称为磁倾角，用符号I表示。在北半球H_T由地表指向下时，磁倾角为正值;在南半球H_T指向上时，磁倾角为负值。

图6.1 地磁要素示意

磁偏角D、磁倾角I、水平分量H、垂直分量Z、东向分量Y、北向分量X以及总强度H_T统称为地磁要素。这7个地磁要素只有3个是独立的，由图6.1可以看出它们之间具有如下的关系:

岩相古地理学

其中XYZ和H称为地磁场的强度分量;D和I称为地磁场的角分量。地磁场很弱，最大的地表磁场强度约为6.5×10^－5T。因此，地磁学中习惯使用一个更小的单位纳特(nT)(过去称伽玛(γ))来表示它。

岩相古地理学

6.1.1.2地磁场的基本特征

地磁场按场源位置划分为内源场和外源场两大部分。内源场起源于地表下的磁性物质和电流。其又进一步分为地核场(主磁场)和地壳场的空间电流体系，它们主要分布在电离层、磁层和星际空间。从全球来看，地核主磁场部分占总磁场的95%以上。

地磁场的空间分布的主要特点是:偶极子磁场成分占绝对优势，磁轴与地理角有一个小的夹角，全球有几块大尺度的磁异常区，同时存在许许多多区域性的小尺度异常。

6.1.1.3地磁场构成

在地球表面上，观测到的地磁场实际上是几种具有不同来源的磁场的总和，可用下式表示:

岩相古地理学

显然，地磁场是由偶极子场H_o、非偶极子场H_m、异常场H_a、外源场H_e和变化场δH构成的。其中H_o+H_m=H构成了地球的基本磁场。通常人们把均匀磁化的偶极子场H_o，世界异常场(非偶极子场)H_m以及外源场H_e的总和统称为正常场。由于其中的外源场H_e非常小，常略去不计。

因此如果排除掉其中的变化磁场，观测到的地磁场就是基本磁场与异常场之和，也就是H_T=H_m+H_a。从这一概念出发，地球的正常场就是指地球的基本磁场。表6.1所示为地球表面不同位置的地磁场强度。

表6.1 地球表面不同位置的地磁场强度

(据刘椿，1991，引自李建忠，2006)

6.1.1.4磁性矿物

磁性矿物从应用的角度分为两类:强磁性的立方晶系氧化物和磁性较弱的斜方六面晶系矿物。磁铁矿(Fe₃O₄)、磁赤铁矿(γ－Fe₂O₃)、钛磁铁矿(Fe₂TiO₄)为强磁性的立方晶系氧化物;赤铁矿(α－Fe₂O₃)和钛铁矿(FeTiO₃)为磁性较弱的斜方六面晶系矿物。

磁铁矿(Fe₃O₄)是自然界最重要的磁性矿物，普遍地存在于火成岩、沉积岩以及低高温变质岩之中。磁铁矿通常在120K左右发生电子跃迁，称为Verwey转变。与晶体各向异性相关的各种的磁学性质，如剩磁、磁化率、多畴或等轴的单畴颗粒的矫顽力在T_V(Verwey温度)附近迅速变化。在实验室研究中经常利用这一性质确定岩石中是否有磁铁矿的存在。

磁赤铁矿(γ－Fe₂O₃)是磁铁矿充分氧化的产物。磁赤铁矿是磁铁矿的低温氧化或风化作用的最终产物。在古地磁学中，Fe₂O₃的存在表明磁赤铁矿的天然剩磁中主要以原生的化学剩磁为主。磁赤铁矿是不稳定矿物，在真空或空气中加热时，都会转变为赤铁矿。

赤铁矿(α－Fe₂O₃)是反铁磁性矿物，具菱面体结构。自旋斜交现象被称为寄生铁磁性，因为这种亚铁磁性产生于反铁磁性，并且成为其中的一小部分。在实验室条件下，通过热退磁很容易分开岩石中的赤铁矿和磁铁矿。此外，它的矫顽力也较磁铁矿高。赤铁矿的形成方式有多种，既可是熔体在冷却过程中钛磁铁矿的原生高温氧化产物，也可产生于钛磁铁矿后期的加热过程中。赤铁矿还可以是常温下长期氧化的最终产物。其他一些次生过程也可以产生赤铁矿，如磁赤铁矿的转变、风化产物像菱铁矿的脱水作用、碎屑沉积物空隙间富铁溶液中超细粒赤铁矿的沉积作用。

菱面体的钛赤铁矿(Fe₂TiO₄)组成介于赤铁矿和钛铁矿之间，和钛磁铁矿一样，钛赤铁矿也是一种只有在高温下才存在的固熔体。钛赤铁矿具有刚玉的结构，氧离子形成密闭的六面体堆积的晶体格架。

黄铁矿与磁铁矿类似，但它具有亚铁磁性。胶黄铁矿的居里温度在330℃左右，与硫铁矿的奈尔温度(约为320℃)和磁黄铁矿的居里温度或奈尔温度(320℃)很接近。单畴胶黄铁矿的矫顽力较大，可以维持稳定的剩磁。

磁黄铁矿(FeS₁₊₂)具有特殊的磁性，它是火成岩、变质岩和沉积岩中普遍存在的矿物，但通常不是剩磁的主要携带者。天然的磁黄铁矿实际上是多种矿物的混合物。当加热温度达到500℃时，磁黄铁矿常常不可逆地转化为磁铁矿。如果存在环境磁场，便可以获得化学剩磁。磁黄铁矿的这一转变可以通过强场的热磁分析实验来证实，磁化大大加强，并且不可逆。当加热温度继续升高时，磁黄铁矿或直接变为赤铁矿，或是通过磁铁矿的氧化转变为赤铁矿。

菱铁矿暴露在空气中几周便会发生氧化，并在这一过程中获得化学剩磁。菱铁矿被加热时会迅速氧化成磁铁矿和磁赤铁矿，并最终在300℃形成赤铁矿。即使在很弱的环境磁场中，由此产生的磁铁矿所携带的化学剩磁也足以掩盖灰岩或碳酸盐岩等样品中较弱的天然剩磁。在这种情况下，应及时终止热退磁过程。

6.1.1.5岩石的磁化强度

岩石是天然矿物的集合体。从磁性的角度，矿物可分为抗磁性、顺磁性和铁磁性三大类。抗磁性矿物有石膏、岩盐、方解石和冰长石，顺磁性的矿物有石榴子石。Ellwood等发现导电的抗磁性和顺磁性物质，如铜、黑云母和黏土，在50～5000Hz的范围内具有强的频率依赖性，而铁磁性物质不具备这种频率依赖性，据此可以区分抗磁性和顺磁性的物质。

(1)岩石磁性特征

属于抗磁性和顺磁性的矿物磁性十分微弱，其磁化率可随磁场强度而变化，数值都不大。实验表明，其磁化强度J与外界磁场强度H成正比:

J=κH

比例系数κ叫做介质的磁化率。因此，抗磁性和顺磁性矿物的磁化强度是随外磁场的增减而增减，当外磁场去掉以后，其磁性就又恢复到原来的状态，即消失为零。矿物所具有的这种磁性叫感应磁化强度。

铁磁性矿物(如磁铁矿、钛磁铁矿、赤铁矿等)的磁学特征与抗磁性和顺磁性矿物完全不同。实验观测表明，岩石中的铁磁性矿物同样具有一种重要的物理特性———磁滞现象，说明铁磁性矿物的磁化强度J不仅与外磁场和温度有关，还与其本身过去的磁状态历史有密切关系，简化表达式为:

J=κH+J_r

式中的J_r叫做正常剩余磁性或正常剩余磁化强度，由于岩石是在天然状态下获得这种磁矢量的，所以定义为天然剩余磁化强度，通常以NRM缩写来表示。

(2)岩石天然剩余磁性

在自然界中，三大类岩石获得天然剩余磁性(NRM)的方式是不同的。岩浆岩在形成过程中，从高温的岩浆逐渐冷却。在尚未完全结晶之前，其中的铁磁性矿物组分当温度冷却到接近于它们的居里点(一般是在700～500℃)或再低时，由于受当地当时地磁场的作用在平行于地磁场的方向被磁化，直至矿物继续冷却到通常的温度，矿物仍在继续磁化并保留着当时所获得的磁性。这种磁化过程叫热剩余磁化，按照此种方式产生的天然剩余磁性叫热剩余磁性(TRM)。当外磁场较弱时，热剩余磁性的方向不仅与外场平行，而且其大小与场强成正比。热剩余磁性对古地磁学研究有十分重要的意义(表6.2)。

表6.2 物质中的剩余磁性类型

(据王靖华，2006)

沉积岩主要是一些碎屑岩，是由母岩经过风化、搬运、沉积和再成岩作用形成的。母岩中具有磁铁矿和赤铁矿等一些铁磁性矿物，它们经风化作用变成极微小的碎屑质点，在成岩过程中，受当时当地地磁场的作用，这些磁性颗粒便平行于地磁场的方向作定向排列而沉积下来，这种磁化叫碎屑磁化。按照碎屑磁化方式，在成岩阶段后保存下来的这种天然剩余磁性就叫碎屑剩余磁性。在自然界，第四纪地层中的黄土和纹泥所具有的天然剩余磁性就属于碎屑磁性。

还有一些沉积岩含有化学作用所形成的铁质矿物，在岩石中有的呈氧化铁胶结物，也有的以薄膜形式包在非铁磁性碎屑颗粒的外围，还有的以氧化铁的微小尘埃形式杂乱散布。在沉积过程中，它们均按照地磁场的方向磁化，这种磁化叫化学磁化。这种磁化产生的剩余磁性称为化学剩余磁性。一些热带潮湿气候条件下形成的陆相红色岩层和富含赤铁矿的石灰岩及红色泥灰岩，都是化学剩余磁性的重要岩石类型。沉积后的磁性载体主要是镜铁矿，然而赤铁矿的磁化远比镜铁矿稳定(Nagata，1961)。也有一些岩浆岩，在自身的形成过程中，由于温度等因素变化使得其中含铁质的矿物发生化学变化而产生化学剩余磁性。实验室研究表明，经过高温下的一些化学作用生成的铁磁性微小组分在晶体生长过程中，随反应时间的加长其体积也随之增大，它们生成的化学剩余磁性是一种类似于热剩余磁性那样稳定的磁性。

在自然界，无论是沉积岩还是岩浆岩，都能够附带地获得等温剩余磁性，它是在正常温度条件下受到地磁场的长时期作用而产生的。由于天然剩余磁性的方向是原生剩余磁性与次生剩余磁性的矢量和，所以它的方向就不一定与原生剩余磁性的方向一致，相反，较多的情况是等温剩余磁性中的次生组分掩盖了原生的剩余磁性。

另外，还有一种完全依赖于时间因素的等温剩余磁性，在弱的恒定磁场中，其方向平行于外磁场的方向，而它的大小与时间的对数成正比关系，这种剩余磁性叫黏滞剩余磁性。如果岩石中天然剩余磁性包含有很大的黏滞效应，则这种岩石标本是不适用于古地磁学研究的。

6.1.2古地磁学及其意义

古地磁学是一门介于地质学、地球物理学和铁磁性物理学之间的边缘科学(刘椿，1991)，它通过研究岩石中记录的古代地磁场信息来揭示整个地质时期内地磁场的方向和历史，早在19世纪中叶，人们发现某些近代喷发岩石的剩余磁化强度方向与地磁场平行，由此开始了古地磁学研究的历史，但直到20世纪50年代中期英国地球物理学家Runcom等把古地磁学应用于大陆漂移假说，古地磁学才得到了空前的发展。古地磁学为海底扩张说提供了令人信服的证据，而且对大陆漂移假说的复活以及板块构造理论的建立起了决定性作用。目前古地磁学不仅为研究板块运动历史以及大陆的增长和造山带的形成提供了定量数据，而且还是研究地层对比、古气候演化以及古地理重建的重要方法之一(袁学诚，1991)，并且在油气勘探开发中具有广泛的应用前景(吴汉宁，1998)。在古地磁研究中的一个基本准则就是认为地球磁场是一个地心偶极子场，即地磁场相当于一个在地球中心按一定方位放置、磁矩为M的偶极子所产生的磁场(徐世浙，1982)(图6.2)。现代的观测表明，地球主磁场的成分为地心偶极子场，地磁轴与地理轴相交11.5°(徐世浙，1982)(图6.3)，但从几百万年以来的地磁场平均方向的统计显示地磁轴与地理轴非常相近，基本一致，可等效为一个地心偶极子场(GAD)(徐世浙，1982)。而地球磁场的变化可以分为地球磁场长期变化、地磁极偏移和地磁场倒转。其中地磁场倒转是地磁极性年表编制的基础。

图6.2 地心偶极子场模型(据MEclhinny，1973)

图6.3 现今地磁场分布模型(据MEchtlnny，1973)

古地磁学通过研究岩石剩余磁性，分离出能记录岩石形成时地磁场信息的原生磁成分，计算出相应的古地磁极，将同一地块上不同时代的古地磁极绘制在标准的现代地理坐标图上并按时间顺序连接起来，就可以得到该地块的视极移曲线(APWP)。之所以称之为视极移曲线是因为地磁轴与地理轴在地质历史时期是重合的，地磁极并没有发生移动，而是所研究的地块发生了相对运动。一般情况下，在一个地区的不同部位，从相同时代岩石中获得的古地磁极应是一致的。地块的视极移曲线(APWP)包含着地块运动方向和速率方面的信息，是分析板块运动学、位移以及古地理再造的基础。例如，古地磁视极移曲线不仅可以揭示不同地块何时在动力学意义上成为整体，而且由曲线推算出的磁偏角(D)和古纬度(P)可以描述同一地块在地质历史时期中的旋转和纬向运动，相邻两时代的旋转量(DD)用时代老的地层记录的磁偏角与时代新的地层记录的磁偏角之差表示，DD大于(小于)零对应于地块的顺(逆)时针旋转;相邻两时代的漂移量(PP)由时代老的地层记录的古纬度与时代新的地层记录的古纬度之差表示，PP大于(小于)零对应于地块向北(南)漂移(朱日祥等，1998)。