古地磁讲课1-基础-磁性地层.ppt

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1、古地磁学(Paleomagnetism),及其在地质学和地球物理学的应用 (and Its Application to Geological and Geophysical Problems) 主要内容介绍 （Contents）,1. 导言 Introduction 1.1 古地磁学 Paleomagnetism 1.2 地磁与古地磁 Geomagnetism and Paleomagnetism 1.3 剩磁的起源 Origin of fossil magnetism 1.4 应用 Applications 1.5 野外和实验室研究 Field and laboratory experim

2、ents 1.6 古地磁测量 Paleomagnetic surveys 1.7 古地磁学，历史的研究方法 Paleomagnetism，an historical study 1.8 早期研究 Early works 1.9 进展与目的 Recent developments and aims,2. 岩石的磁学性质 Magnetic properties of rocks 2.1 导言 Introduction 2.2 剩余磁化与感应磁化 Remanent and induced magnetization 2.3 铁磁性 Ferromagnetization 2.4 单畴理论 Theory

3、 for single-domain particles 2.5 磁性矿物 Magnetic minerals：general points 2.6 磁性矿物的分类 Magnetic minerals：descriptions of types 2.7 居里温度的测量 Measurement of Curie points 2.8 剩磁的稳定性 Stability of remanence 2.9 等温剩磁的磁滞现象 Hysteresis of isothermal remanence 2.10 热剩磁 Thermoremanent magnetization 2.11 化学剩磁 Chemic

4、al Remanent magnetization 2.12 碎屑剩磁 Detritus Remanent magnetization 2.13 粘滞效应 Viscous effects 2.14 磁各向异性 Magnetic anisotropy 2.15 压力效应 Stress effects,3. 地磁场主要特点 General features of the geomagnetic field 3.1 序言 Preliminary remarks 3.2 现今地球磁场 The Earths present field 3.3 地磁场的变化 Changes in the field 3.

5、4 地磁场的起源 Origin of the geomagnetic field 3.5 轴向球心偶极子场 The field of an axial geocentric dipole 3.6 古地磁极与虚地磁极 Paleomagnetic poles and virtual geomagnetic poles 3.7 统计模型 Statistical models derived from field analysis 3.8 统计模型的理论基础 Hypothetical statistical models 3.9 统计模型的比较 Comparison of models,4.磁场方向及

6、其分析 Directions of magnetization and their analysis 4.1 序言 Preliminary remarks 4.2 采样方案 Sampling schemes 4.3 不完整记录的代表性分析 Fragmentary nature of the record 4.4 剩磁方向的表述（矢量）Representation of directions 4.5 天然剩磁方向 Examples of NRM directions 4.6 剩磁方向离散的原因 Sources of dispersion 4.7 Fisher 分布（Fishers Distrib

7、ution） 4.8 Fisher 统计（Goodness of fit to Fishers Distribution） 4.9 统计检验 Statistical tests 4.10 不同岩石单元观察值的比较与分析 Combination of observations from rock units 4.11 误差分析 Angular standard deviation 4.12 古地磁极 Paleomagnetic poles 4.13 方向对跖 Reversals,5. 古地磁研究的可靠性 The reliability of Paleomagnetic observations

8、5.1 问题的提出 Problems 5.2 剩磁的多种来源 Possible origins of fossil magnetism 5.3 一致性检验 Consistency tests 5.4 褶皱检验 Study of deformed beds 5.5 烘烤接触带检验 Study of igneous contacts 5.6 沉积物特点的研究 Study of sedimentary features 5.7 退磁 Removal of low stability components by partial demagnetization 5.8 交变退磁和热退磁 Magnetic

9、 and thermal cleaning 5.9 特殊检验 Special tests 5.10 磁噪音 Magnetic “noise” 5.11 红层 Red sediments 5.12 表面效应 Surface effects 5.13 时间窗口 Time basis of results 5.14 最低可靠性标准 Minimum criteria of reliability,6. 古地磁研究结果 Paleomagnetically determined field direction 6.1 序言 Preliminary remarks 6.2 新生代研究结果 Cenozoic

10、results 6.3 新生代古地磁极分析 Analysis of Cenozoic Paleomagnetic poles 6.4 中生代研究结果 Mesozoic results 6.5 晚古生代研究结果 Upper Paleozoic results 6.6 早古生代研究结果 Lower Paleozoic results 6.7 前寒武纪研究结果 Precambrian results 6.8 平均方向的分析 Analysis of mean directions 6.9 相关的假说 Relevant hypotheses 6.10 古地磁极移曲线 Apparent polar-wan

11、dering 6.11 轴向对称偶极子场 Axially symmetrical fields 6.12 古长期变：离散度 Secular variation: evidence from dispersion estimates 6.13 古长期变：热剩磁的证据 Secular variation: evidence from TRM 6.14 古长期变：沉积物的证据 Secular variation: evidence from sediments,7. 磁场倒转 Reversals of magnetization 7.1 序言 Introduction 7.2 地磁倒转与地层学Exa

12、mples of reversals dated stratigraphically 7.3 地磁倒转与年代学 Examples of reversals dated radiometrically 7.4 地磁倒转的机制 Self-reversal mechanisms; theoretical aspects 7.5 地磁年表 Observed self-reversal properties in rocks 7.6 转换带 Transition zones 7.7 稳定带 Consistency evidence 7.8 火成岩接触带的研究 Igneous contact studie

13、s 7.9 讨论 Discussion,8.古地磁场强度 Intensity of the paleogeomagnetic field 8.1 导言 Introduction 8.2 研究方法介绍 Methods 8.3 西欧和北非的研究结果 Determinations for historic time, Western Europe, and Northern Africa 8.4 地史研究成果 Determinations for the geological past,9. 古纬度与古经度 Paleolatitudes and paleomeridians 9.1 导言 Intro

14、duction 9.2 地体古位置的计算 Estimates of past position 9.3 地体古位置的表述方法 Presentation of estimates 9.4 古气候的指示剂 Paleoclimatic indicators 9.5 气候带 Climatic zones 9.6 古纬度变化 Paleolatitude time variations for reference localities 9.7 区域差异 Regional variations 9.8 古纬度变化曲线 Paleolatitude spectra 9.9 蒸发岩 Evaporites 9.10

15、 碳酸盐岩 Carbonates: general,9.1 白云石 Dolomite 9.2 珊瑚礁 Corals 9.3 生物礁相 Organic reefs 9.4 二叠纪蜓类 Permian fusulinids 9.5 红层 Red beds 9.6 煤层 Coal 9.7 冰川 Glaciations 9.8 白垩纪古温度 Cretaceous paleotemperatures 9.9 风成砂岩与古风向 Desert sandstones and paleowind directions 9.10 不确定性的讨论 Discussion of uncertainties 9.11 古

16、气候带 Paleoclimatic zones 9.12 轴向球心偶极子场的模型 The axial geocentric dipole model,10. 特殊问题 Special problems 10A 应用于构造地质学中 Application to structural problems 10A.1 General statement 10A.2 Detection of broken ground 10A.3 Variable attitude of layers 10A.4 Detection of relative rotations about vertical axes 1

17、0A.5 Siletz River volcanics 10A.6 Bending of Japan 10A.7 Lewis thrust 10A.8 The origin of the Red Sea 10A.9 Alpine orogenic zone of Europe,10B 古地磁与古地理重建 Paleomagnetism and paleogeographic reconstruction 10B.1 Introductory remarks 10B.2 Paleoclimatic aspects 10B.3 Comparisons with some previous paleo

18、geographic hypotheses 10B.4 Paleomagnetism as a basis for paleogeographic maps 10B.5 Some illustrations,10C 古地磁与地层对比 Paleomagnetism and stratigraphic correlation 10C.1 General ideas 10C.2 Use of the secular variation 10C.3 Uses of the apparent polar-wandering 10C.4 Use of reversals 10C.5 Naming prob

19、lems,10D 古地磁与岩石成因 Paleomagnetism and the origin and history of rocks 10D.1 General remarks 10D.2 Applications to igneous bodies 10D.3 Applications to banded iron formation 10D.4 Paleolatitudes of oil fields,10E 生物磁学及其他 10E.1 Detecting changes in the Earths radius 10E.2 Hypotheses of an expanding Ear

20、th 10E.3 Estimates of paleoradius,1. 地球的磁场 地球磁场是指地球本体及其周围空间的电磁场。地球磁场是地球表面最重要的物理场之一，它的变化主要受控于外核磁流体运动过程和核幔相互作用以及下地幔的结构。 地球磁场的长期观测和研究分析表明，地球的磁场分外源场和内源场两大部分，地球表面的绝大部分磁场来源于地球内部，属于内源场，内源场比较稳定，只随时间的推移发生非常缓慢的变化，是地球的基本磁场。地球的外源场一般只占千分之几，来源于高空，随时间变化较快，所以也称为地球的变化磁场。,地球内部结构与地磁场,,地球内部结构,未知的地球内部： 入地更比上天难,目前大陆钻探最深记

21、录12km, 仅相当于地球半径的0.2,,地震,,地震就像一盏明灯，可以照亮人类无法进入的地球内部. 全球4级以上地震每年过万次 通过观测地震波，就可以确定地球内部的结构,怎么知道地球内部结构的？,火山岩携带的深部地幔物质,岩石地球化学示踪,石榴石: 80 km,金刚石: 150 km,矿物相平衡实验 相图,尖晶石橄榄岩,斜长石橄榄岩,石榴石橄榄岩,温度,深度（km）,压力（kb）,金刚石 稳定区, 确定矿物在地球内部形成的深度,温度,深度（km）,压力（kp）,地壳,岩 石 圈,软流圈,,150km,4.6亿年华北克拉通金伯利岩中存在金刚石,现今岩石圈,地壳,岩石圈地幔,软流圈,尖晶石橄榄岩

22、,斜长石橄榄岩,石榴石橄榄岩,温度,深度（km）,压力（kp）,,<80km,1.0亿年以来地幔包体为橄榄岩 指示岩石圈厚度<80km,地球外核流体运动地磁场,地磁场从地表观测,地磁场---从空间观测,地磁场“从地球深部看”,从核幔边界观测,延拓到地表,,,地磁场是地球最重要的物理场，中华民族最早认识到地球有磁场，于公元1世纪发明指南针,,公元10世纪指南针航海 12世纪指南针传入欧洲 公元8世纪观测磁偏角 欧洲15世纪开始,,Java,600 年前郑和7下西洋 (from 1405 to 1433),近代地磁学发展 1600年Gilbert -物理概念：磁化的球体,Wil

23、liam Gilbert,1838年Guass (地磁学概论)数学分析,古地磁学为什么会在20世纪60年代发展？ 学科发展的需求： 20世纪初大陆漂移、海底扩张、板块构造,Wegener,1-大陆漂移 地图的启示,,,,,非洲,南美,大陆漂移的古地磁证据,,,,大陆漂移,2.5亿年后海陆分布,,,,今天海陆分布,2.5亿年前海陆分布,海洋磁异常,,,海底扩张过程,,,同位素定年与海洋磁异常相结合,现代的观测表明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，磁距为M的偶极子所产生磁场。地球表面上地磁场方向与地面垂直、磁场强度最大的地方，称为地磁极。地磁极有两个，分

24、别是磁北极和磁南极。地磁轴与地理轴相交11.5，但从长期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。,1.1 地磁极、磁极、地磁赤道、磁赤道,地磁极、磁极、地磁赤道、磁赤道,实际上，inclined geocentric dipole 表示了实际地磁场的90%。现今模拟偶极子最佳位置是偏离地球中心西北500公里(Pacific basin) Eccentric dipole. 但偏心偶极子对实际地磁场的描述是不均匀的，误差020% nondipole field,,,1.2 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。描述

25、地球表面的任意一点的地球磁场，以水平面上的地理北向和东向，及竖直向下为坐标轴建立坐标系。用H、F、D、I、X、Y、Z七个地磁要素来描述地磁场 。,现代地磁场,磁倾角分布,非偶极子场分布,,地磁场起源的重要进展 Normam(1576)首先发现了地磁倾角。这一发现对认识地磁场的成因是至关重要的 在 Normam 之前，西方人认为地磁是上帝赋予人间的神灵，它位于地球的两极 Gilbert对地磁场进行了较系统的观测，发现地磁倾角是随地理纬度变化的. 提出地球本身就是一个磁化的球体，这是根据观测结果对地磁成因作的第一次唯物主义的假定，即将地磁成因从神学转变为起源于地球本体 Gilbert(1600)发

26、表的地磁学一书是人类继发现地球是个球体之后对我们居住的星球最重要的认识，它比牛顿的引力理论早87年,地磁场强度与高斯理论,尽管人类从公元8世纪就开始观测地磁场方向，直到公元1799-1803年德国人Humboldt才认识到地磁场强度随地理纬度变化。随后，德国数学家Gauss(1838)发表了地磁学概论一书，第一次用数学的方法对地磁场进行了描述.,1.3 地球磁场的变化 地球上各点的地磁要素不是固定不变的，它们随时间的变化不断变化着，这种变化称为地磁要素的变化。地磁要素在每时每刻发生的相对急速的变化，被称之为瞬时变化。如果它们是在相对较长时间里出现的缓慢变化，则称之为长期变化。地磁场长期变化的

27、准确定义为：两个年代t1与t2，某地磁要素F的年平均值为F1和F2，它们的差值与年数差的比F/t，就是该要素在t=t1+1/2t时间段的长期变化。 目前对长期变化的起源，仍不够清楚，但是从世界各地许多地磁台站的观测记录可以看出，地磁要素的长期变化确实是存在的，而且具有全球性的特征。（人类观测地磁的最早记录是中国人，但是比较系统的观察来自英国；400多年前）,地磁场是否随时间变化？ 中国人720-1280年至少对地磁偏角进行了9次观测； 1580年，英国人Borough在伦敦测得Dec=11.3； 1622年，英国人Gunter测得Dec=6.0，相隔 42年， 两人的观测结果相差 5.3，（观

28、测误差所致？） 又过了12年，Gellibrand测得Dec=4.1，他认为这不是观测误差所致，而是地磁偏角在随时间变化。,长期变化（内源磁场99%地核主磁场95%和地壳异常场4%周期1年10E5年）,西向漂移（1600年）,1.4 地磁场的倒转 地磁倒转是指地球磁极在地质时期中的交替现象。地磁极性倒转的现象最先是从岩石磁性的测量和古地磁场的研究中发现的。研究结果表明，不同地质年代岩石的剩磁方向正负几乎各占一半，而且这种方向的颠倒在时间上具有很好的全球一致性的特征。对这种现象的唯一合理解释就是地磁场曾多次发生过极性倒转。 与现代地磁场方向相同的叫正常极性，相反的叫倒转极性。 60年代以来

29、，随着深海钻探和海洋磁测技术的完善和发展，发现了大洋中脊两侧对称地排列着正、反极性相间的磁异常条带，这正是地磁场极性频繁倒转的有力证据。从此以后，地磁场倒转的学说被人们普遍接受。,总结-1,地球磁场是一个地心偶极子场 ； 地球磁场在地表是有规律分布的； 地球磁场是变化的； 地磁场矢量可描述； 地磁场发生过多次倒转。,2. 岩石磁学,岩石的磁性矿物含量很少（一般少于5%），但有明确的磁性特征； 岩石磁学不仅是古地磁学的基础，更是磁法勘探的基础（尤其是金属矿产勘探）。,有关磁学物理量及磁学单位,P18表,,磁偶极子的磁矩 M=ml,,偶极子,2-1. 物质的磁性质,物质通过产生磁性来感应外界磁场，

30、部分物质在无外磁场的情况下也能产生自发磁化.所以，可以把物质的磁化分成两部分：感应磁化只有在外磁场时才存在；剩余磁化零场时也可以存在的磁化,常用的磁性参数：一 磁化强度、磁化率：磁化强度（magnetization, M）指的是单位体积或者单位质量的磁矩。描述磁介质磁化状态的物理量。磁化率：是指样品在一个弱磁场中所获得的感应磁化强度与磁场本身强度之比，其值的大小与样品中铁磁性矿物的种类有关，与含量呈正比。另外借助于磁化率随温度变化的性质，我们还可以对样品中的磁性矿物进行识别。,电流产生的磁矩 M=ir2,Jiles, 1992,磁矩M的单位为Am2,磁矩在均匀磁场的力矩()和静磁能(Em),力

31、矩,Em = -M H=-M H cos,,量子化的原子磁矩 玻尔磁子：MB=9.2710-24Am2,磁化强度,单位:Am-1或Am2kg-1,磁化强度,质子和电子可以等效于小磁矩，当有外场作用时，它们会被感应磁化.感应磁化强度与外场H的关系为： 其中 是体磁化率（bulk magnetic susceptibility），它是多种参数的函数，诸如样品的定向、温度、应力状态、观测的时间尺度以及外场大小等，但是它通常作为标量使用。 磁化率： magnetizability of a substance,Ji= H,,磁化率,二 饱和磁化强度Ms和剩余磁化强度Mr 饱和磁化强度Ms

32、：具有铁磁性或者亚铁磁性的磁性材料在外磁场中随外磁场强度增强磁化强度增加，当磁化强度达到某一值时，即使外磁场强度增强而磁化强度将不再继续增加，此时所具有的磁化强度即为饱和磁化强度。 剩余磁感应强度Mr：当外加磁场减小到0时，磁性材料仍然保留有一定的磁感应强度或磁化强度值，称为剩余磁感应强度或剩余磁化强度，简称剩磁。岩石的剩余磁化强度是进行古地磁研究的基本依据。,Diamagnetism 水（-0.9 10-8 m3/kg ） 与温度 T 无关 典型矿物：石英，SiO2（约为水的一半） 外加场只改变电子运动轨道,Paramagnetism 3.5 10-5SI 典型矿物：Fe2SiO2,Fer

33、romagnetism,,,矿物的磁性：,三 居里温度（Curie point） 居里温度或居里点Tc：对于所有的磁性材料来说，并不是在任何温度下都具有磁性。一般地，磁性材料具有一个临界温度Tc，在这个温度以上，由于高温下原子的剧烈热运动，原子磁矩的排列是混乱无序的。在此温度以下，原子磁矩排列整齐，产生自发磁化，物体变成铁磁性的。 不同矿物具有不同的居里温度。,四 矫顽力：如果外加场在正向和反向的高值之间周期性循环变化时，样品的磁化强度则随磁滞回线变化。所施加反向场使饱和磁化强度回到零位置被称为矫顽力。使样品饱和剩余磁化强度回到零位置的外加反向场被称为剩磁矫顽力Hcr。,五 磁滞性质,具有

34、铁磁性或亚铁磁性的材料，统称为磁性材料。磁性材料对外磁场有明显的响应特征，可以由磁化曲线和磁滞回线来表征。磁化曲线是表示磁感应强度M的非线性关系。当铁磁材料磁化时，磁感应强度M不仅与当时的磁场强度B有关，而且与磁化历史有关。曲线abd表示铁磁性材料从没有磁性开始磁化，M随B的增加而增加，即磁化曲线。当B达到某一个值Bsat时，M值几乎不再增加，磁化趋于饱和。如使得B减少，M将不再沿着原路返回，而是沿另一条曲线de下降。当B从-Bsat增加时，B将沿着fgd曲线到达d形成一闭合曲线。其中当B=0时，|M| =Mr，Mr称为剩余磁感应强度，如果此时撤去外场，所记录的磁化强度称为饱和剩余磁化强度（M

35、rs），要使得Mr为零，就必须加一反向磁场，当反向磁场强度增加到B=-Bmax时，磁感应强度M为0，达到了退磁，此时Bmax称为矫顽力；继续增加外场，到Mrs为零时，场强的大小为剩磁矫顽力（Bcr）。而Bcr又是非常简单有效的判定磁性矿物及颗粒大小的重要参数。这条从当B从Bsat变化到-Bsat，再回到Bsat，M随之变化的闭合曲线称为磁滞回线。各种铁磁性材料根据其矫顽力的大小不同有着不同的磁滞回线特征，我们把矫顽力大的磁性材料称为硬磁材料，矫顽力小的称为软磁材料。,剩磁 Mr,2.2 磁性分类及各自特征： 磁性是物质的一种普遍而重要的属性，将物体放于外加磁场中，物体就被磁化，具有了某种程度

36、的磁性。根据磁性物质对外加磁场的效应差别，通常把磁性物质分为下列五类： 1 抗磁性：某些物质当它们受到外磁场作用后，感应出与磁场方向相反的磁化强度，其磁化率小于零，且绝对值很小。正常情况下，磁化率与温度、外加磁场无关。典型抗磁性的代表有：惰性气体，很多有机化合物，非金属（Si, P等）和某些金属（Ag, Mg等）。,2 顺磁性：指某些物质受到外磁场作用后，感应出与外加磁场相同方向的磁化强度。其磁化率大于零，但数值很小。仅显示微弱磁性。与绝对温度T成反比。当外磁场消失，感应磁化强度也随之消失。 3 反铁磁性：这类物质，当温度达到奈尔温度Tn以上时，其磁化率与温度的关系与顺磁物质相似，但是当温度低

37、于Tn时，磁化率与温度成正比。所以这类物质的磁化率在温度等于Tn的地方最大。反铁磁性物质在奈尔温度以下时，其内部磁结构按自旋次晶格呈反平行排列，使它的合成磁矩等于零，只有在很强的外加磁场作用下，才能显示出微弱的磁性。,4 铁磁性：其磁化率大于零，数值在101106数量级。在很小外场磁化可达到饱和，反复磁化时出现磁滞现象，磁化强度与外加磁场强度之间呈非线性的复杂函数关系。存在一个临界温度Tc，Tc以下表现为铁磁性，Tc以上表现为顺磁性。 5 亚铁磁性：该磁性物质的宏观磁性与铁磁性相同，只是磁化率稍小，大约为100103数量级。它们的内部磁结构却与反铁磁性相同，但相反排列的磁矩不等量。因此，亚铁磁

38、性石实为抵消的反铁磁性结构的铁磁性。铁氧体就是典型的亚铁磁性物质。,Basic magnetism,Magnetic grain sizes,Magnetic grains can be divided into small uniformly magnetised regions. But neighbouring regions may have different remanence directions. These regions are called magnetic domains.,,,,,,,,,domain wall,,,domains,,,,,,,,,,,,,,Basic

39、 magnetism,Magnetic grain sizes,Magnetic domains on a grain of pyrrhotite after several stages of mechanical thinning. The dark lines are Bitter patterns of magnetic domain walls. The bright areas are domains of opposite magnetic polarity (Halgedahl and Ye, EPSL, 1999).,磁黄铁矿,内部退磁场,Ferromagnetism (se

40、nsu lato broad sense) ( 0) in materials with unpaired spins and overlapping atomic orbits (close packing) electrons are exchanged between iron atoms either directly (ferromagnetism) or indirectly via interjacent oxygen atoms (superexchange e.g. antiferromagnetism, ferrimagnetism) materials exhibit a

41、 spontaneous magnetisation Ms after field removal, due to uncompensated spin moments,Basic magnetism,Ferromagnetism (sensu stricto strictly speaking),Antiferromagnetism,Ferrimagnetism,,,Net Ms,Magnetite Fe3O4 Maghaemite g-Fe2O3 Pyrrhotite Fe7S8 Greigite Fe3S4,Pyrrhotite Fe9S10 ( room temperat

42、ure),Iron Nickel,0,,,,M,H,,,1/k,T,,,TC,,,1/k,T,TN,,,,,,1/k,T,,TC,,,Field,Temperature,Materials,Haematite a-Fe2O3 Goethite g-FeOOH,弱铁磁性,磁黄铁矿,磁铁矿,磁赤铁矿,胶黄铁矿,磁黄铁矿,赤铁矿,针铁矿,铁磁性 Ferromagnetism 具有原子磁矩，原子磁矩之间有相互作用，原子磁矩与外场和热能有相互作用,一般地说: 上述四种通称为铁磁性 严格地说: Ferromagnetism才是铁磁性，地球上无Ferromagnetism 在古地磁(甚至磁学

43、领域)人们认为的一些重要铁磁性矿物， 实际上主要是Ferrimagnetism（亚铁磁性）,,,,,Canted antiferromagnetism,Imperfect,b c d,,,,,none,Magnetic induction, magnetising field and magnetisation,Basic magnetism,B = m0H,outside magnetisable media,inside magnetisable media,B = m0 (H + M),B magnetic induction T H magnetisin

44、g field A/m M magnetisation A/m m0 magnetic field constant (m0 = 4p x 10-7 Vs/Am) (permeability of vacuum) mr relative permeability (inside magnetisable media) k - magnetic susceptibility (dimensionless),B/H = mr = m0 + m0k = m0(1+k),k = M/H,M = Minduced + Mremanent,,,H,,,,Mind,Mrem,Mres,usus

45、ally Minduced Mremanent,磁感应,磁化强度,顺磁性 Paramagnetism 具有原子磁矩，原子磁矩之间无 相互作用。原子磁矩与外场和热能有相互作用 原子磁矩 M 2 MB T = 300 K 外场 H 103 T （ 109 A/m） 磁能1.8510-22J 热能 kT=4.14 10-23J 通常，实验室磁场是 n 个T （ 106 A/m）， 1.8510-25J Curies law = J / H = n M2 / 3 k T = C / T 注意：室温 Paramagnetism无剩磁，对有贡献,,,

46、铁磁性矿物的最大特点 Hysteresis loop，居里（奈耳）温度之下剩磁，居里（奈耳）温度之上Paramagnetism,剩磁(Jr )是在某些晶体中邻近电子自旋有很强的相互作用引起 物质对磁场的记忆 古地磁学,,物质剩磁的起源,相互作用能Interaction energy,单畴颗粒single-domain grains Magnetite d0=0.1 m Js=480 kA/m Hematite d0=15 m Js=2.5 kA/m,剩磁的热行为：当温度增加时，晶格会扩展，交换作用会变弱；高于每种晶体类型的特定温度（居里温度 Curie temperature，T

47、c），相互作用的电子自旋行为会完全消失，物质就变成顺磁性了。,,温度,剩磁,,,冷却,加热,,Tc,磁性驰豫Magnetic relaxation 超顺磁Superparamagnetism 阻挡温度Blocking temperature Mt=M0e-t/ =f eE1/E2=f exp(vHcJs/2kT),不同磁物质的磁滞回线,单畴颗粒 多畴颗粒 似单畴颗粒Pseudo-single-domain grains Jr/Js Hc,较小的Hc和,,古地磁学的重要基石单晶能够克服各向异性能，从而使得磁化强度从某种低能状态转到与外界地磁场相关的高能均衡状态，并被“冻结”从而能够

48、在地质时间尺度上被保存在岩石中。,总结-2,一 常见的磁性参数： 磁化强度、磁化率、居里温度、饱和磁化强度Ms、剩余磁化强度Mr、矫顽力、磁滞性质 二 磁性分类及各自特征： 抗磁性、顺磁性、反铁磁性、铁磁性、亚铁磁性,2.3 自然界中几种常见的磁性矿物及其磁性物理性质： 地球岩石中的天然铁是稀少的，仅在陨石和月岩中较常见。地球上最重要的铁磁性矿物是铁钛（FeTi）氧化物，间或含有少量的MnO、MgO、Al2O3及V2O3等其他金属氧化物和一些铁的硫化物（如黄铁矿）及碳酸盐（如菱铁矿）。大部分磁性矿物属于FeO-Fe2O3-TiO2三元系，就其应用可分为两类： 1）强磁性的立方晶系氧化

49、物：磁铁矿（Fe3O4）、磁赤铁矿（- Fe2O3）、含钛尖晶石（钛磁铁矿：Fe2TiO4）的磁铁矿固溶体； 2）磁性较弱的斜方晶系矿物：以赤铁矿（- Fe2O3）及钛铁矿（Fe2TiO3）的固溶体为主。磁黄铁矿（FeSx，1x2.14）的磁性与赤铁矿相似。,1 磁铁矿（FeO Fe2O3）：具典型的亚铁磁性。室温时，饱和磁化强度为90-93（AmKg-1），最大矫顽力0.3T，最大解阻温度为575。 2 赤铁矿（Fe2O3）和磁赤铁矿：赤铁矿具斜交反铁磁性，赤铁矿属三方晶系构造，称为- Fe2O3，居里点为675，最大矫顽力：1.5-5T。饱和磁化强度为92-95 AmKg-1。 磁赤铁矿属

50、反尖晶石型的立方晶系构造，称为- Fe2O3。磁赤铁矿属亚铁磁性，当加热到300以上时转变为赤铁矿，由于磁赤铁矿在高温下不稳定，因此它的居里点很难直接确定。可以采用米契尔和乔德隆方法，用各种比例的- Fe2O3和它的金属氧化物的固溶体的居里点可以外推出- Fe2O3的居里点为Tc=675，饱和磁化强度为83.5 AmKg-1。,3 钛磁铁矿: 依据化学分析，天然的磁铁矿一般不只包含FeO及Fe2O3，还含有相当数量的TiO2。含有大量的天然磁铁矿通称为钛磁铁矿。属于反铁磁性，磁性特征随TiO2的含量不同变化很大,居里点可从500变化至室温。 4 磁黄铁矿（FeSx，1x2.14）：属亚铁磁性,

51、居里点 Tc=325 饱和磁化强度 等于20（AmKg-1）,矫顽磁力 为0.5-1T。 5 针铁矿：铁的氢氧化物(水化和风化)的产物，统称为Limonite。其中之一叫做针铁矿（-FeOOH），属反铁磁性，是一种以近地表为生成环境，稳定性极差的磁性矿物。最大矫顽力大于5T，最大解阻温度为80-120。,Magnetic minerals,Magnetite (Fe3O4): Ms = 480 kA/m, Tc = 580 C, Tv = -150 C in soils, bacteria, lacustrine/marine sediments, often partly oxidised,

52、 also in human and animal tissue, combustion product,Haematite (a-Fe2O3): Ms = 2.5 kA/m, Tc = 675 C, Tm = -15 C, common in soils and sediments, red beds,Maghaemite (g-Fe2O3): Ms = 380 kA/m, (Tc = 590-675 C) weathering product (fully oxidised magnetite, no Fe2+ in lattice), common in soils and sedime

53、ntary rocks, combustion product,Pyrrhotite (Fe9S10): ferrimagnetic above 200 C, Tc = 265 C in sedimentary metamorphic rocks, sulfide ores,Goethite (g-FeOOH):Ms = 2 kA/m, Tc = 120 C in soils and aquatic environments,Greigite (Fe3S4):Ms = 125 kA/m, Tc = 330 C forms in aquatic enivronments (and soils)

54、under unoxic conditions, in bacteria,Pyrrhotite (Fe7S8): Ms = 80 kA/m, Tc = 320 C,Siderite (FeCO3):TN = - 235 C (antiferromagnetic, but paramagnetic at room temperature) marine, lacustrine, in soils probably,磁赤铁矿,赤铁矿,磁黄铁矿,磁黄铁矿,胶黄铁矿,针铁矿,菱铁矿,磁铁矿,,磁铁矿,磁赤铁矿,钛磁铁矿,赤铁矿,主要磁性矿物的性质,几种磁性矿物的最大矫顽力和最大解阻温度,铁 磁 性 物

55、 质,magnetite,pyrrhotite,goethite,磁铁矿,磁黄铁矿,针铁矿,针铁矿（FeOOH),黄褐色、红色，是典型的风化产物。反铁磁性或弱磁性,磁铁矿（FeOFe2O3），亚铁磁性。居里温度585C，反尖晶石结构。,磁黄铁矿，Fe7S8，居里温度290C，古地磁场中少见其有用的磁记录，但其磁化率很高,,colloidal greigite 胶体胶黄铁矿,Magnetic minerals （magnetotactic bacterium）,magnetite (BOM),1 m,Magnetic minerals,,Magnetic minerals,magnetite (

56、BIM),goethite, acicular (BIM),Hanzlik et al. (1999),Konhauser (1998),Magnetic minerals,framboidal haematite,haematite,球丛状赤铁矿,,,ferric iron Fe3+ at tetrahedral (A) and octahedral (B) sites ferrous iron Fe2+ at octahedral site oxygen anions,at tetrahedral sites, Fe3+ occurs only at octahedral sites oc

57、cur both, Fe3+ and Fe2+ magnetic moments at A and B sites are unequal and antiparallel - ferrimagnetism whole crystal: spins of Fe3+ at A sites equal spins of Fe3+ at B sites - resulting moment only from Fe2+,Magnetite,,,,,,,,,,,,,,,,,,,,A,B,,B,,,A,,,,,,,magnetic minerals,高铁离子,四面体,八面体,亚铁离子,氧阴离子,2.4

58、岩石的天然剩余磁性 铁磁性矿物（如磁铁矿、钛磁铁矿、赤铁矿等）具有一种重要的物理特性磁滞现象，因此具有铁磁性矿物的岩石，在遭受磁化后其磁化强度不仅与外磁场和温度有关，还与它们磁状态的全部历史有关。把岩石在天然状态下获得的磁矢量，叫做岩石的天然剩余磁性，通常以 NRM 表示。一般来说，NRM 不只包含一种成分，除岩石生成时的原生剩磁外，还有次生剩磁，次生剩磁可以掩盖或改变原始剩磁。 天然岩石剩磁 NRM = 原始 NRM + 次生 NRM,物质中的剩余磁性类型,Magnetic Property Measurement Systems (MPMS XP-5),总结-3 1 自然界中几种常见的

59、磁性矿物及其磁学物理性质 磁铁矿、赤铁矿、钛磁铁矿、磁黄铁矿等 2 岩石的天然剩余磁性 热剩磁（TRM）、沉积剩磁（DRM）、化学剩磁（CRM）等,3 磁化率及其应用,体磁化率 susceptibility 磁组构分析 Magnetic Fabric (磁化率各向异性 Magnetic anisotropy),Magnetic instrumentation,Magnetic susceptibility commercial system Bartington,sensor for laboratory measurements,sensor for sediment cores,mea

60、suring unit digitises 0 and sample,sensor for field measurements,oven for thermomagnetic curves,high frequency 4.7 kHz,low frequency 0.47 kHz,sensitivity 2x10-6 SI,3-1 体磁化率（包括体积磁化率和质量磁化率）,磁化率：一种物质在有外磁场（通常用弱场）存在时，内部会产生一种磁感应。磁化率 K 作为该物质被感应程度的度量，用其感应强度 J 与外场强度 H 的比值来定义，即KJ/H。决定磁化率的物质内部特征，主要指物质所含磁性物质的多少

61、以及这些磁性物质各自的磁化率值，亦即物质内部磁性物质的含量、种类和粒度等。例如具相同的磁性物质含量，磁性矿物为赤铁矿的岩石要比磁性矿物为磁铁矿的岩石磁化率高出两个数量级以上；又如等量的磁铁矿，细粒的要比粗粒的磁化率高的多。对于各向同性的物质而言，其各个方向上的磁化率相同，外场强度方向的改变并不改变其磁化率值。因而磁化率是表征物质特性的“物质量”。岩石内部特性与其生成环境有关，故而岩石的磁化率可作为判定岩石种类及其生成环境的一种有效指标。,,,,,频率磁化率Xfd表示为 (frequency dependent susceptibility) 亦称磁化率频率系数，频率磁化率可用公式表示为： X

62、fd = ( 1- Xlow/ Xhigh )x100 频率磁化率是通过分别对沉积物样品进行高频(Xhigh)和低频(Xlow)磁化率测量后计算得出。,3-2. 频率磁化率,频率磁化率(初始磁化率的频率依存性)可用来简单推定磁性颗粒的粒径分布。如Bart-ington公司生产的MS2可以用两种频率(低频Xlow: 0. 47kHz)和高频Xhigh: 4. 7kHz)对样品初始磁化率进行测定。一般Xlow high，这是因为处在超顺磁性和单磁畴区边界附近的粒径的颗粒被交流磁化时，频率越高越不容易被磁化。频率磁化率值大致描述了超顺磁性颗粒的含量。,实例1 “烟囱效应”,在油气田上方形成局部的还

63、原环境，使得这一部位的磁化率值较之周围地区形成一明显的异常，它的实质乃是局部的还原环境相对于周边地区的氧化环境所形成的磁性矿物（保留的“原生”磁性矿物和新生磁性矿物）有较大的差异，因此，磁化率方法可以用来在平面上圈定油气藏的位置。由于油气藏的范围及产能与磁化率异常的范围及辐值之间的对应关系、磁化率变化受其它干扰因素影响较小以及磁化率样品采集容易和测定快捷方便等特点，证明这一新的油气勘探方法是值得重视的有效手段，尤其是结合其它不同机制的物、化探方法进行综合勘探，则效果更佳。,实例2 磁化率地层,不同种类岩石内部特性与其生成环境相关，也即可用磁化率表征其生成环境。,F.Heller 与刘东生等的研

64、究结果 黄土剖面磁化率与洋底氧同位素曲线的对比,黄土古土壤磁化率的古气候意义,安芷生等最早进行了中国黄上磁化率测量，注意到了古土壤与黄土磁化率的明显差异。Heller 与刘东生首次提出黄土古土壤的磁化率可作为古气候代用指标来反映古气候变化。黄土古土壤磁化率曲线与深海沉积物氧同位素曲线能很好对比，意味着中国风尘堆积、大陆冰量与全球气候之间存在密切的内在联系，也表明中国黄土是全球气候变化最好的陆相记录之一。,古土壤磁化率增强机制,关于古土壤磁化率增强的机制，已经有各种各样的假说，如沉积物压实和碳酸盐淋滤作用；黄土、古土壤原始物质的源区差异；弱磁性颗粒对相对恒定输入的强磁性颗粒的稀释；植物残体分解产

65、生超细粒的磁性颗粒；成土过程中强磁性矿物的生成与富集等等。Kukla1988年最早提出稀释理论。 尽管对古土壤磁化率增强的机制还在进一步探索之中，目前，古土壤磁化率增强的土壤成因模式，即成土成因的超顺磁( < 0. 03 um)强磁性颗粒磁铁矿和/或磁赤铁矿导致古土壤磁化率增强己被广泛接受。15年前，ZHOU等就开创性地提出了古土壤磁化率增强的土壤成因观点。此后，许多研究者通过热磁分析，在黄土-古土壤层序中鉴定出土壤成因的超细粒的磁铁矿或磁赤铁矿，为古土壤磁化率增强的土壤成因说提供了直接证据。,marine and continental sediments,Shackleton and

66、 Hall (1989) Shackleton et al. (1990),Spassov et al.2003b,海洋沉积物与大陆沉积物的比较,黄土磁化率与冰尘、铍石含量变化的比较,,ice dust, Be, susceptibility Luochuan,黄土磁化率气候记录,黄土古土壤序列中，黄土与古土壤有着明显不同的磁化率。可以利用磁化率辨别黄土层与古土壤层。即使是一些肉眼不易辨认的弱古土壤层，也可以利用磁化率差异辨别出来。因此，磁化率可以成为划分黄土地层的重要方法。由于磁化率曲线既可以用于精确的地层划分与对比，又可以作为指示气候代用指标，因此可以用来建立磁化率地层学。,,西峰剖面磁化率曲线与深海氧同位素曲线对比,将 Vostok 钻孔冰芯氘同位素气候曲线与泾阳剖面黄土磁化率曲线作了对比。气候记录对比.结果表明：Lorius与 Jouzel 等将冰芯同位素曲线划分为、、、、、、、冷暖阶段，可与黄土磁化率气候曲线划分的、、、、（，，）、、、冷暖阶段对比。其中冰芯记录所反映的、、、（或黄土记录反映的、、、）为暖阶段；、、、（、、、）为冷阶段。总之，黄土磁化率记录曲线与冰芯气候记录曲