第八章应用岩石磁学（环境磁学）（Lisa Tauxe著，邓成龙译）注：本章中，Applied Rock (Environmental) Magnetism统一译为“环境磁学”。

建议阅读材料：读者可以参见Maher & Thompson (1999)第一章和Evans & Heller (2003)第四章，以了解更多的基础知识。

8.1 引言环境磁学是古地磁学中一个十分活跃的分支学科，它利用岩石磁学参数反映的磁性矿物的含量、粒度和成分等信息研究过去和现在的环境状况。

环境磁学的研究领域非常广泛，例如，从现代工业污染检测到恢复过去气候变化历史、从大尺度的气候变化研究到第四纪时期亚洲地区的降雨量重建。

本章将总结环境磁学常用的基本岩石磁学工具，并用实例做说明。

8.2 环境磁学工具箱大多数环境磁学研究涉及四种基本方法：分离、富集的磁性矿物的显微图像，磁滞参数，热磁分析（包括居里温度测定和低温磁学测量），以及非磁滞剩磁（ARM）测量。

可以利用光学电子显微镜、扫描电镜和透射电镜（图8.1a）对分离出的磁性矿物或者岩石/沉积物薄片镜进行照相获得磁性矿物的显微图像。

磁滞参数（包括磁化率）可以利用振动样品磁力仪（VSM）、变梯度磁力仪（AGFM，参见第七章）和磁化率仪（图8.1b）测量。

这些磁性测量可以在不同的温度或频率下进行。

热磁分析用的是居里天平（图8.1c），它测量的是不同温度下的饱和磁化强度。

非磁滞剩磁（ARM）用的是这样一种仪器，它能同时提供一个较强的交变磁场（即交变退磁仪）和一个较弱的直流磁场（见第五章）。

图8.1：环境磁学家常用的一些仪器。

a）扫描电镜。

b）磁化率仪。

c）居里天平。

8.2.1磁性矿物颗粒的显微图像磁性矿物颗粒的显微图像可用来确定磁性矿物的成因。

火成成因（图8.2a）、风成成因（图8.2b）、自生成因（图8.2c）、生物成因（第六章）、人类活动成因（图8.2d）、宇宙成因（图8.2e）的磁性矿物都有其各自的特征形态。

实际工作中，通过观察磁性矿物的形态就能得到非常有用的关于磁性矿物成因的信息。

图8.2：磁性矿物颗粒的显微图像（据Maher & Thompson, 1999）。

a）火成岩中300 μm的钛磁铁矿颗粒的高温出溶片晶。

b）中国黄土沉积物中碎屑（或风成）成因的（钛）磁铁矿。

c）蒙脱石表面的玫瑰花形赤铁矿。

d）火山灰中球状颗粒的背散射扫描电镜图像。

e）宇宙成因的硅酸盐，可见富铁矿物在硅酸盐球粒上呈树枝状结晶。

8.2.2磁滞参数磁滞行为强烈受控于磁性矿物的类型和粒度，因此，磁滞回线可用来确定岩石中磁性矿物的组成。

一个特定样品的磁滞回线是该样品中所有单个颗粒的回线的总和。

一组具有相同矫顽力谱的磁性颗粒将影响样品的磁滞回线特征。

在第七章我们已经接触了磁滞回线以及一些描述磁滞回线特征的参数。

除此之外，还有另外一些在环境磁学研究中很有用的参数（图8.3）。

低场条件下磁滞回线（磁化强度和外加磁场关系曲线）的斜率称为初始磁化率（χi）（见第一章和第三章）。

如果磁场足够低，这一部分测量是可逆的，当关闭外加磁场时，磁化强度将回到其初始状态。

如果一个颗粒是超顺磁的，它对外加磁场的反应将大大增强。

因此，超顺磁颗粒比单畴颗粒更灵敏。

定义一个颗粒是否是超顺磁取决于观测的时间尺度，因此，对于一个特定的颗粒来说，在较长时间尺度上可以是超顺磁（它能和外加磁场达到平衡），在较短时间尺度上可以是单畴颗粒（它仅仅对一个弱的外加磁场产生微弱的反应）。

因此，初始磁化率（χi）强烈依赖于外加磁场的频率，同时也强烈依赖于温度。

一些仪器可以在不通频率条件下进行初始磁化率（χi）测量，从而得到所谓的频率磁化率（χfd）。

这个参数常常用来估计超顺磁颗粒的磁化率对样品总的磁化率的贡献。

图8.3：磁滞参数的定义随着外加磁场的增大，单个磁性颗粒将达到其…偏转磁场‟（flipping field），或者经历不可逆的自旋状态重组（即畴壁重新排列）。

所谓饱和磁化强度（M s）就是当外加磁场饱和时的磁化强度。

测量这一参数时通常必须对顺磁性矿物的贡献进行校正，即必须去除顺磁性矿物的高场磁化率（χhf）。

幸好，在高达几个特斯拉的磁场下，顺磁性矿物的磁化强度和外加磁场的强度呈线性关系，因此，通常很容易估计顺磁性矿物的贡献并将其除去。

如果从初始磁化率（χi）中减去高场磁化率（χhf，它仅仅是顺磁性矿物的贡献），就能估计亚铁磁性矿物颗粒对初始磁化率的贡献，用χferri表示。

磁化率也是样品方向与外加磁场方向的函数。

如果磁化率与样品方向无关，则该样品的磁化率是各向同性的。

磁化率各向异性是由磁性矿物的各向异性定向排列产生的，这一性质可用磁性矿物定向的优选方向来解释，这个主题将在后面的章节中讨论。

磁滞回线上磁场逐渐增加的部分称为上升回线，磁场逐渐降低的部分称为下降回线。

如果磁场足够高，样品的磁化强度将发生不可逆变化，关闭磁场后，样品的磁化强度将不能回到其初始状态，即呈现磁滞特征（见第七章），由此获得的磁化强度为等温剩磁（IRM）（见第五章）。

当外加磁场饱和时，这个剩磁称为饱和剩磁（M r，见第七章，有的文献用M rs或M sr表示），它也是饱和等温剩磁（SIRM）的同义词。

如第五章所述，磁化强度为零时的磁场称为矫顽力（B c），而剩磁为零时的磁场称为剩磁矫顽力（B cr）（如果关闭这个外加磁场，剩磁将减小至零）。

估计剩磁矫顽力的两种方法在第五章叙述（即B cr和B'cr）；第三种方法为…交切法‟（intersection method）（B*cr），在第七章叙述；第四种方法为∆M法，即图8.3a中的上升回线和下降回线的差值（即∆M）随外加磁场的变化图（图8.3b）。

当∆M达到其最大值的一半时的磁场称为B**cr。

Robertson & France（1994）一文指出，如果磁性物质总体呈现对数正态分布特征的矫顽力谱，同时其等温剩磁为所有贡献的颗粒的线性累加，则对这些有贡献的组分来说，等温剩磁获得曲线为…非混合型‟（unmixed）。

其基本思想如图8.3所示，图中矫顽力谱呈对数正态分布特征的两种组分产生（分别用断线和点断线表示）如图所示的等温剩磁获得曲线。

通（Kruiver 过等温剩磁获得曲线图，即图8.4所示的…线性获得曲线‟（linear acquisition plot, LAP）et al., 2001），对该曲线求一阶微分得到…梯度获得曲线‟（gradient acquisition plot, GAP，如图8.4插图中的粗实线）（Kruiver et al., 2001）。

然后就可以获得非混合的相应组分的参数，例如对数正态分布的平均值和标准偏差（分别用B1/2和DP表示）（Robertson & France, 1999）。

注意，如果总体上只有一种矫顽力，则B1/2相当于B'cr。

另外，对于其它类型的剩磁（如ARM）及其退磁和剩磁获得过程，如果采用别的特殊的分析方法，产生其它的分布特征也是可能的（Egli, 2003）。

图8.4：两个具有不同矫顽力谱的磁磁组分的等温剩磁获得过程的理论曲线（见插图）。

对这条曲线求微分得到插图中的实线，然后通过假设矫顽力具有某种分布特征（本实例为对数正态分布），将该实线分解为不同组分。

根据Kruiver et al.（2001）一文的术语，主图为线性获得曲线图（linear acquisition plot, LAP），插图中的粗实线为梯度获得曲线（gradient acquisition plot, GAP）。

在Robertson & France（1994）一文中，用B1/2表示样品获得的剩磁为饱和剩磁的一半时的磁场强度，用DP表示…离散参数‟（dispersion parameter）。

注意，如果总体上只有一种矫顽力，则B1/2相当于B'cr。

8.2.3 岩石磁学研究中的热磁信息和等温剩磁信息另一种非常有效的确定样品中磁性矿物种类的方法是Lowrie三轴退磁（Lowrie 3D IRM technique）（Lowrie, 1990）。

地质样品中常见的几种重要磁性矿物是（第六章表一）：磁铁矿（最大阻挡温度约580ºC，最大矫顽力约0.3T），赤铁矿（最大阻挡温度约675ºC，最大矫顽力远大于5 T），针铁矿（最大阻挡温度约125ºC，最大矫顽力远大于5 T）。

可以较为简单地利用这些磁性矿物的矫顽力和阻挡温度的差异确定他们在样品中的相对重要性（Lowrie, 1990）。

Lowrie三轴退磁的步骤如下：●沿三个正交方向施加三个不同强度的磁场以获得等温剩磁。

第一个磁场沿X1方向，这个磁场应该足以使样品中所有的磁性矿物达到饱和（通常是实验室可以获得的最大磁场，如2 T）。

第二个磁场沿X2方向，应该足以使磁铁矿达到饱和但是不足以影响高矫顽力组分（即针铁矿和细粒赤铁矿），其强度一般为0.4 T。

第三个磁场沿X3方向，主要针对低矫顽力矿物，其强度一般在0.12 T左右。

●通过对样品进行热退磁，然后将三个组分的强度(x1, x2, x3) 对退磁温度作图，这样就可以通过确定每个组分的阻挡温度谱来表征样品总的剩磁特征。

Lowrie三轴退磁的例子如图8.5所示。

该样品中主要磁性矿物的在550ºC 到600ºC之间、矫顽力小于0.4 T但大于0.12 T。

这些是典型的磁铁矿的性质（见第六章表一）。

此外，该样品中还有少量的高矫顽力（>0.4 T）组分，其阻挡温度大于650ºC，这是赤铁矿的特征（见第六章表一）。

图8.5：a) 等温剩磁（IRM, M r）获得曲线。

样品在强度为2 T的磁场中磁化以后，再在另外两个方向上获得IRM，磁感应强度分别为0.4 T和0.12 T。

b) IRM三轴热退磁曲线。

图中三个不同矫顽力的组分用不同的符号表示。

图8.6：典型端元磁组分的磁滞回线。

a) 逆磁性。

b) 顺磁性。

c)超顺磁（数据来自洋底玄武质玻璃）。

d) 单轴单畴颗粒。

e) 磁晶各向异性单畴颗粒。

f)准单畴颗粒。

图8.7：不同磁组分混合物的磁滞行为。

a) 磁铁矿和赤铁矿组合。

b) SD/SP磁铁矿组合之一（数据来自Tauxe et al., 1996）。

c) SD/SP磁铁矿组合之二。

图8.8：上：磁滞回线。

中：∆M与磁场关系曲线。

下：d∆M/dH与磁场关系曲线。

从左至右分别为：赤铁矿，单畴磁铁矿，赤铁矿+磁铁矿，单畴+超顺磁磁铁矿。

等温剩磁（IRM）和非磁滞剩磁（ARM）获得曲线和退磁曲线含有丰富的关于样品中磁性矿物组成的信息。

然而，进行IRM和ARM获得曲线的测量是非常耗时的，测量一个样品的IRM或ARM需要几个小时。