古地磁学研究及应用：地球物理通论

岩石的磁性由感应磁化和剩余磁化两部分组成。当剩余磁性是岩石在形成过程中取得时，其磁化方向和当时的地磁场方向是一致的。古地磁学就是通过测定岩石剩余磁化特性来研究史前地质时期地磁场及其演化规律的一门学科，它是地磁学的一个分支。正是古地磁的研究复活了魏格纳的大陆漂移说。后来的海底扩张说，给大陆漂移说以有力支持，而古地磁研究的进展又为海底扩张说提供了令人信服的证据。在此基础上形成板块构造理论，促进了地球科学的发展。古地磁学还包括人类历史时期的陶器、砖瓦等熔烧物剩余磁化特性的测定和历史时期地磁场的研究，这部分工作又称为考古地磁学。此外，古地磁在其他地质问题（如地质构造变动、地质对比等）和地球物理问题（如古地磁场强度、地磁场反转等）的研究中都有所应用。

3.9.1 铁磁质的磁化规律

物质具有铁磁性称为铁磁质，而铁磁性来源于物质存在磁畴结构。铁磁质置于外磁场H下发生磁化，磁化强度M和H的关系为

M＝κH

式中，κ为该磁介质的磁化率，它是一个无量纲的纯数，一般κ≫1。实验测得的铁磁质磁化曲线（图3．25）是非线性的。H＝0时，B＝0（说明处于未磁化状态）；当H逐渐增加时， B先是缓慢增加（OA段），后来急剧增加（AC段），过了C点后B的增加变得缓慢（CD段），最后当H很大时，B趋于饱和，饱和时的Bs称为饱和磁感应强度。

图3.25 铁磁质的磁化曲线

图3.26 磁滞回线

当B达到饱和值后，使H减小，则B不沿原磁化曲线下降，而是沿SR曲线下降，如图3．26所示。当H下降到零时，B并不减至零，而有一定的值丘，称B为剩余磁感应强度。为了使B减小到零，必须加反向磁场。当B＝0时的H值称为矫顽力，用Hc表示。当反向的H继续加大，则B将达到反向的饱和值。H再减小至零，然后再改变磁场方向为正反向，再逐渐增大，最后又回到S，构成一闭合曲线。在上述变化过程中，B的变化总是落后于H的变化，这一现象称为磁滞现象，上述的闭合曲线称为磁滞回线。

磁滞回线表明，对铁磁质来说，B和H的值不具有一一对应的关系，它们的比值不仅随H的变化而异，而且对同一个H值而言，比值一般不是唯一的，B的数值不仅决定于外磁场和铁磁质本身，而且与铁磁质达到这个状态所经历的磁化过程有关。

3.9.2 岩石剩余磁性的类型

岩石的磁性一般是岩石中含量0．1％～10％的铁磁性矿物在地磁场作用下产生的。这些铁磁性矿物以小颗粒形式存在，分散在磁性很弱的顺磁性或抗磁性普通岩石基质中。岩石具有铁磁性物质的各种属性，如剩磁、矫顽力、磁致伸缩等。岩石在自然界中成岩时期在地磁场作用下产生的磁化称为原生磁化，它是当时当地地磁场方向和强度的记录。但是，在其后的地质年代里，原生磁化有可能因岩石的变质作用而发生变化，也可能在原生磁化上叠加某些次生磁化。观测到的岩石剩余磁化强度，即天然剩余磁性（NMR）是保留下来的原生剩余磁化强度和各种次生剩余磁化强度之和。古地磁的测量对象是原生剩磁。为此，必须从天然剩磁中分离出原生剩磁，这就需要了解不同机制下形成的不同类型的剩磁。

1）热剩余磁性TRM

将铁磁质加热至居里点（磁铁矿、赤铁矿和钛磁铁矿等的居里点在675℃以下）以上，然后在外磁场中冷却至室温，可获很强的剩磁。火成岩的热剩磁由温度为800～1200℃的岩浆在地磁场中冷却而获得。热剩磁有下列几个特点：

（1）在弱磁场中，热剩磁强度比常温下获得的剩磁强度要强几十至几百倍。火成岩的热剩磁具有很高的抗干扰能力。外磁场的变化，温度在220～300℃内的热的作用，很难影响热剩磁的变化。

（2）对于各向同性的火成岩，热剩磁的方向与外磁场方向一致。一旦地磁场方向被完全“记忆”在单磁畴中，在整个地质时期内将保持不变。于是火成岩的天然剩磁方向一般代表岩石形成时的地磁方向。

（3）在弱磁场中热剩磁的磁化强度MTRM正比于外磁场感应强度B，即

MTRM＝C（T）B 　（3．35）

式中，C（T）是和温度有关的比例系数。如在一定温度下，用实验方法确定C（T），就可根据火成岩的天然剩磁强度推算古地磁强度。

（4）岩石在某一特定温度范围内冷却所获得的剩磁称为部分剩磁（PTRM），实验表明，岩石在各温度区间所获得的热彼此无关，仅由岩石的性质、外磁场及温度决定。因此，岩石自居里点冷却至室温所获得的总热剩磁等于各温区部分热剩磁之和。这一结果称为部分热剩磁的可加性。

图3．27为岩石磁化强度和温度关系曲线。

图3.27 各种温度区间所获得的PTRM与各个PTRM的总和TRM

根据部分热剩磁的可加性，可将岩石标本从室温加热至某温度t，然后在零磁空间中冷却，这样岩石标本中温度t以下获得的热剩磁全部被清除掉。用这种办法可退掉岩石形成后在较低温度条件下获得的热剩磁，这称为部分热退磁或热清洗。

2）沉积剩余磁性DRM

沉积剩余磁性指的是沉积岩中由母岩风化侵蚀而来的铁磁性碎屑颗粒，在沉积过程中其磁矩沿地磁场方向排列所获得的剩磁。

模拟实验表明，只要沉积时水含量超过50％，剩磁的偏角和倾角都与地磁场一致。如果母岩是单畴集合体，则其碎屑颗粒也是单畴或单畴集合体，所以它们在沉积过程中所获得的剩磁也是稳定的。另外，沉积剩磁强度MDRM的大小与外磁场成正比。

沉积岩中的铁磁性物质比火成岩少，所以沉积岩的沉积剩磁比火成岩的热剩磁要低几十倍，乃至几百倍。由于沉积剩磁弱，给磁性测量工作带来一定困难，而且岩石形成后，其他作用的次生剩余磁性相对来说较大，所以沉积岩的剩磁不如火成岩的热剩磁来得稳定。

3）化学剩余磁性CRM

在一定外磁场中，某些铁磁性物质在其居里点以下的温度，经过化学过程或相变过程而获得的剩磁，称为化学剩磁。

在弱磁场中，化学剩磁的强度MCRM正比于外磁场感应强度。在同样的外磁场下，化学剩磁强度为热剩磁强度MTRM的几十分之一。

4）黏滞剩余磁性VRM

在岩石形成时获得的剩磁称为原生剩磁，而在岩石形成后获得的剩磁，称为次生剩磁。黏滞剩磁就是属于次生剩磁，它是岩石长期置于地磁场中获得的剩磁。

由于地磁场方向处在不断变化之中，所以黏滞剩磁方向可能与原生剩磁方向不同。在某些岩石中，原生剩磁可能大部分衰减掉，次生的黏滞剩磁反而成为主要成分。显见，黏滞剩磁给古地磁研究带来干扰。因此，在测量磁性之前，应对岩石标本进行磁清洗，以消除次生剩磁。

3.9.3 古地磁学的原理和方法

1）古地磁学的基本原理

古地磁研究建立在下列两个假设基础上：

（1）岩石的原生剩磁方向与形成岩石时的地磁场方向一致，而且如前面讨论过，岩石的原生剩磁具有高度稳定性。于是研究岩石的原生剩磁就能推测岩石形成时的地磁场方向。至于在岩石形成后的漫长地质历史中，岩石所获得的各种次生磁化必须予以去除，才能获得所需的原生剩磁。

（2）古地磁场是轴向地心偶极场。根据现代对地磁场的观测，地磁场的基本部分是地心偶极场。对于偶极子场，磁倾角I与磁纬度φ、磁余纬度θ之间的关系为

tan I＝2tanφ＝2cotθ 　（3．36）

由上式可知，在地面上任意点测定I后，可由上式计算磁余纬度θ，再由该点测出的磁偏角D，可定出地磁极的位置，这样确定的磁极称为虚地磁极（VGP）。

图3.28 计算虚磁极位置图

D—磁偏角；θm—磁余纬度

图3．28标出了测点S（λ，φ），地理北极GP和虚地磁极P点（λ′，φ′）的位置，它们组成一个球面三角形。根据球面三角形的余弦定理和正弦定理，虚地磁极P点的地理经纬度（λ′，φ′）由下列方程决定。(www.xing528.com)

其中，当cosθ≥sinφ′sinφ时，取λ′－λ＝β，当cosθ＜sinφ′sinφ时，取λ′－λ＝180°－β，－90°≤β≤90°。

2）工作方法

古地磁的工作方法，包括标本采集、实验室内测量标本的磁化方向和对测量结果进行统计整理及原生剩磁的判别等。

采集待研究的岩石标本，采样位置尽可能均匀分布于该岩层所代表的整段时代。在每一采样点上，要采集若干块新鲜岩石标本。在标本上标出地理坐标轴（正北、正东、正下）或者标出层面坐标轴（倾向、走向、垂直层面），并记下层面的倾角和倾向。

一般手工标本的尺寸约为15cm×7cm×7cm；用轻便钻钻取15cm长的岩心。在实验室内，从每块标本中切取形状规则（立方体、圆柱体）的样品，进行磁测量。测量岩石剩余磁性的常用仪器有无定向磁力仪和旋转磁力仪，还有测量灵敏度更高的超导磁力仪。

由于古地磁的研究是岩石的原生剩磁，所以需要消除次生剩磁。一般采用交变磁场退磁和热退磁两种方法消除次生剩磁。热退磁的方法是将样品加热到某一温度，然后在无磁场状态下冷却，这时弛豫时间比较低的磁化强度矢量分布在随机方向上，而弛豫时间长的材料的剩磁仍保留在原方向上。

资料整理包括：

（1）层面坐标系与地理坐标系的变换。

（2）倾斜改正。许多岩层在形成后发生倾斜，建立原始的剩磁方向与原始岩层的水平位置联系，这项工作称为倾斜改正。对于细粒沉积岩（如泥页岩），可把层面当作原始水平面。对于火成岩，则常常假定它侵入原来的水平岩层中，可把周围沉积岩的倾斜当作火成岩体的倾斜。

（3）磁化方向的图示法。使用球极投影图网在平面上表示每个样品的剩磁方向（用偏角和倾角代表），网的圆周上的角度代表偏角，至圆心的距离代表倾角，倾角向下时用圆圈（o）表示，向上时用圆点（·）表示。

（4）数据的统计处理。通常会在一个岩样采集点采集若干块标本，这些岩石标本的磁化方向一般是离散的。数据统计处理的目的是确定：①平均的磁化方向；②磁化方向的离散程度；③古地磁极的误差。

3.9.4 古地磁学的应用

1）对地磁场长期变化的认识

在弱磁场下热剩磁与当时外磁场成正比，据此可对古地磁场强度进行间接测量。如果古地磁场磁感应强度为B古，标本的天然剩磁强度为M天然，将火成岩或熔烧过的古物标本加热后在已知弱磁场B已知中冷却，从而获得热剩磁MTRM。则

B古＝M天然B已知/MTRM 　（3．38）

前提是：①原生剩磁随时间衰减很少；②次生剩磁影响很小；③古物标本在加热过程中没有物理或化学变化。

对地磁场进行系统测量仅有100余年的历史，如果利用历史记载的熔岩和古物中保存的剩磁，可以把地磁场的长期变化记录追溯到几千年前。图3．29是利用熔岩、陶器、砖和窑等材料测得的磁偏角和磁倾角的长期变化。

图3.29 利用熔岩、陶器、砖和窑等材料，由考古期和史期观测得到的磁偏角和磁倾角的长期变化

古地磁场方向有长期变化，它的强度（或它的磁矩）也有着长期变化。图3．30为根据考古地磁资料推断的地球磁矩的长期变化。可看出，地球磁矩在不断变化，变化幅度约8×1022A·m2，与现代地球磁矩相当。此外，偶极矩变化似有8000年的周期。近代观测表明，地球磁矩在130年减少了6％，看来这种减少只是地球磁矩周期变化中的局部现象。

图3.30 根据考古地磁资料推断的地球磁矩的变化

图3.31 2000万年以来的火成岩的磁极位置（数字表示所用的资料数目：垂直短线表示标准误差）

利用2000万年以来的火成岩（假定它们喷发以后没有经历过构造运动），求出了1000余个古地磁极，这些古地磁极也是以地理极为中心对称分布的（图3．31）。所以，在过去的2000万年里，地磁场是一个轴向的地心偶极子场。

2）地磁极反转现象的发现

1906年布容发现有些岩石的剩余磁化方向和现在的地磁场方向恰好相反。以后的观测证明，这是一个相当普遍的现象，且和岩石的形成年代有关。对于某一地质时期的岩石，剩余磁化方向几乎完全和现代地磁场方向相反；而在另一时期，则又完全相同。这种磁化转向是世界范围的现象，不同地点和不同类型的岩石，磁化方向在时间上是一致的。这个现象只能用地磁场本身发生反向来解释。这种情况称为地磁场反转。

观测表明，在地质年代里地磁场本身曾发生多次方向转换。转换的时间间隔很不规则，但转向的时间却是确定的。因此可以按照地磁场的方向（极性）和岩石样品的放射性年龄测定建立一个年表，称为地磁岩石极性年表，简称地磁岩性年表。图3．32列出了450万年以来地磁极性年表。

图3.32 450万年的地磁极性年表

最初发现，近400万年有三次地磁场反转。0～70万年为正向时间，称布容正向期；70万～250万年是反向的，称松山反向期；250万～330万年又是正向的，称为高斯正向期；再向前是反向的吉尔伯特期。这些“期”是以研究地磁学的学者的名字命名的。“期”的长度约百万年数量级。以后通过更精细的观测，发现在这些“期”内还存在更短的反转现象，称为“事件”。于是在正向“期”中存在着反向“事件”，在反向“期”中存在正向“事件”。这些“事件”以发现地名来命名，“事件”持续长度比“期”约短一个数量级。在图3．32中由火成岩得出的极性年表里， 450万年期间有过25次极性反转，每一次极性的持续时间在1万～70万年不等，平均持续时间为18万年。

由观测深海沉积物的剩磁得出的极性变化序列与上述由火成岩得出的极性年表是一致的，虽然两者形成的剩磁方式不同，前者是沉积剩磁，后者是热剩磁。这些观测结果说明了地磁极性变化是全球性的现象。图3．33是世界主要大洋中海底沉积的极性变化情况，尽管它们彼此相距很远，但是极性变化过程都相同。

3）海洋磁条带异常和海底扩张

大量的海上测量资料表明，大洋上许多地区的磁异常分布有明显的特征，在海岭两边，正异常区和负异常区都呈条带状交替出现，与海岭的走向平行。在与海岭垂直的各条测线上，磁异常剖面彼此密切相关，相应的变化可以连成一线。引人注意的是，磁异常分布是对称的，尤其是海岭附近更为明显。这种条带状的线性排列可以延伸到很远距离。这种磁异常特征被解释为海洋地壳中的玄武岩被正反交替的磁场磁化的结果。如果将海底从海岭向两侧扩展的概念与地磁场的反转现象结合在一起，剖面上会形成像地震学中记录地面振动的地震图一样的天然“地磁”记录，再根据线性磁异常出现的位置，得到它们与海岭的距离，并配合由地磁极性年表得到的时间，从而可以算出海底扩张的速度为1～5cm/a。这就是赫斯1962年和迪茨1961年提出海底扩张假说的基础。图3．34为其假说示意图。

图3.33 深海沉积岩心的极性

图3.34 由海洋地壳的正反向磁化引起的正负磁异常可由海底扩张加以解释

为了检验海底扩张假说，最直接的方法是钻井取样。国际深海取样联合会（JOIDES）在南纬约30°的南大西洋，在与海岭垂直的方向上钻探了8个点，穿透沉积岩，取出玄武岩的样品。结果发现：直接覆盖在玄武岩上的沉积岩的古生物年龄，与从海岭算起的距离成正比，由此可用线形回归算出海底扩张速度，该数值与由地磁极性年表得到的数值一致。如果以这样的速率估算年龄，其误差约为5％～10％。实证了海底扩张假说。

通过海底磁异常方法，也将地磁极性年表从4．5Ma（图3．32）延长到162Ma。该图表习惯上称为地磁磁测年表（图3．35）。

图3.35 由海洋磁异常导出的地磁极性年表（地磁磁测年表）

4）视极移曲线和大陆漂移

针对某一稳定块体，将在这一块体上测得的各地质时期的古地磁极画在现代坐标上，连接起来，称为该块体的视极移曲线。因为古地磁场基本上是一个轴向地心偶极子场，同一时间有唯一的地磁极性。如果大陆从未漂移过，那么同一时代从各大陆求出的磁极应大致重合；如果各大陆之间的磁极存在明显的不重合，说明大陆间发生过相对运动，这就是古地磁研究大陆漂移的基本思想。1912年魏格纳提出大陆漂移说，当时得不到承认。图3．36为英国人兰康（S．K．Runcom）在1962年根据欧洲和北美岩石样品作出的地磁极迁移轨迹。该图由单线给出欧洲资料计算结果，虚线给出美洲资料计算结果。两条轨迹很相似，但是不重合。对此如何解释？显然，不能允许欧洲和美洲各有各的磁极。如果说有同一个磁极，唯一的可能解释是，北美和欧洲的位置发生相对移动。通过移动北美大陆，使磁极轨迹与欧洲大陆磁极轨迹重合，发现中生代以前，大西洋还不存在，欧洲与北美是连在一起的，而现在的北美洲与欧洲被大西洋隔开。那么，从中生代到现代这漫长的岁月里，正是北美漂离欧洲的过程。

图3.36 地质时期北磁极迁移曲线

（a）两条磁极轨迹不重合；（b）美洲移动调整后两条磁极轨迹愈合

正是古地磁这一成果的发现定量证明了大陆漂移说的存在，于是复活了大陆漂移说。