古地磁学在研究湖泊沉积物中的应用

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1、1 古地磁学在研究湖泊沉积物中的应用湖泊，特别是封闭、 半封闭湖泊的沉积物不但是气候与环境变迁的产物，同时也是一个忠实的记录者， 其中储存了大量的气候环境信息。而湖泊沉积物高连续性、高分辨率的特点及其对气候环境变化的高敏感性使之成为研究古气候、古环境的理想对象。随着环境磁学的发展，特别是在研究黄土-古土壤序列、红粘土序列、土壤、大气沉降物、河流与海洋沉积物等方面的成功应用，使得越来越多的人认识到了它具有“便宜、简便、快捷、对样品无破坏” 等优点（Thompson, 1975, 1986; Oldfield, 1991） 。因此，将环境磁学手段引入到湖泊沉积物研究中来，不但丰富了环境磁学的研究对

2、象，扩大了其研究领域， 也为湖泊沉积物的研究提供了一种新方法，为恢复古气候、重建古环境提供了一个更有利的工具。1 古地磁研究中常用的物理量和基本概念*1.1 常用的物理量古地磁研究的基础是物理学范畴内的磁学知识，一些涉及到古地磁学的地质问题，有时简化成物理模型会有助于问题的解决。我们知道，一个条形永磁体具有N、S两个磁极，外部空间的磁力线，由N磁极发出，回到 S 磁极进入，各磁体之间表现为同性相斥、异性相吸。根据电磁学原理，磁矩的意义是表征磁偶极子磁性强弱的物理量。而磁偶极矩jm=ml，其中 jm是一个从 -m 指向+m 的矢量，单位是Wb ?m。另一种等效的形式为平面回路的电流 (i)与回路

3、面积 (A)的乘积，即磁（面积）矩m=iA，m的单位为 A?m2，其方向为垂直于回路的平面并与电流旋转方向组成右手螺旋。jm与 m之间的关系由下式确定： jm=0m，0值为常数 4 10-7H?m-1。磁化强度是描述宏观磁性体磁性强弱的物理量。定义单位体积磁体内磁偶极子具有的磁偶极矩矢量和称为磁极化强度，用Jm表示；单位体积磁体内磁偶极子具有的磁矩矢量和称为磁化强度，用M 表示；由此2()m mjJWb mV(1.1) 1()mMA m V(1.2) 磁化强度除了上述定义外，还定义有比磁化强度 ，亦即*本节内容主要参考资料：陆果, 1998; 史謌 , 2002; 朱岗崑 , 2005.2 1

4、 mMV dd(1.3) 式中 d 为磁体的质量密度，单位为kg/m3，故 的单位为 A?m2/kg。在实际应用中还会用到磁感应强度B，在国际 SI 单位制中，磁感应强度的定义公式是0()BHM(1.4) 或0iBHB(1.5) 和0mBHJ(1.6) 其中 H 的单位是 A?m- 1，B 的单位是 T或Wb?m- 2。在自由空间里， B 和 H始终是平行的，数值上成比例，两者的关系只由真空磁导率0来联系，即 B=0H。但是，在磁性体内部，两者的关系就复杂得多，必须由式(1.6)来描述，方向也不一定平行。在磁学量中，除了国际SI 单位制以外，还有一种cgs或称高斯（ Gauss ）单位制比较常

5、见。当使用高斯单位时，磁感应强度的表达式有两种形式，即B=H +4 M(1.7) 和B=0H+Bi(1.8) 这里 B 的单位是高斯（G） ，磁场强度 H 的单位为奥斯特 （Oe） ，真空磁导率为 1，单位是1 RG O。置于强度为 H 的磁场中的磁体， 它的磁化强度 M 将发生变化， M 与 H 的关系可以表示为MH或/MH(1.9) 成为磁体的磁化率，是表征磁体磁性强弱的一个参量。将式(1.9)代入(1.4)得到00()(1)BHHH(1.10) 定义 =(1+ )为相对磁导率，即0BH(1.11) 由此看出，磁导率是表征磁体的磁性、 导磁性及磁化难易程度的一个磁学物理量。在 SI 单位制

6、中，将B 和 H 的比值定义为绝对磁导率：绝对=B/H ，其单位为T?m?A- 1或 H ?m- 1。1.2 常用的基本概念把物体放在外加磁场中， 物体就被磁化了，不同磁体在磁性质上有很大不同，3 可以根据磁化率 （或磁导率 ）大小和符号来分为五类：（1）抗磁性（或称反磁性、逆磁性）某些物质受到外磁场H 作用后，感生出与H 方向相反的磁化强度，其磁化率 d0，但数值很小，仅显示微弱磁性。室温下，p为 10-310-6数量级。典型代表有稀土元素和铁族元素的盐类。多数顺磁性物质的p与温度有密切关系，服从居里定律，即p=C/T，其中 C 为居里常数， T 为绝对温度。然而更多顺磁性的铁磁物质的p与温

7、度的关系遵循居里-外斯定律，即p=C/( T-Tp)，式中 Tp为临界温度，称为顺磁性居里温度。（3）反铁磁性某些物质当温度达到奈尔温度TN以上，其磁化率与温度的关系与正常顺磁性物质的类似，服从居里-外斯定律（这时Tp常小于零），但当 T0，而且数值大到 101106数量级。其磁化强度M 与磁场强度H 之间的关系是非线性的复杂函数关系。在很弱的外磁场中， 就可以被磁化到饱和；反复磁化时出现磁滞现象，物质内部的原子磁矩是按区域自发平行取向的。具有铁磁性的合金和化合物很多，但只有11 个纯元素晶体具有铁磁性，它们是三个 3d 金属铁 Fe、钴 Co、镍 Ni 以及 4f 非金属钆 Gd、铽 Td、

8、镝 Dy、钬 Ho、铒 Er、 铥 Tm 和面心立方的镨 Pr及钕 Nd。 当铁磁性物质的温度比临界温度Tc=Tp高时，铁磁性将转变成顺磁性，并服从居里-外斯定律 f=C/( T-Tp)。（5）亚铁磁性它们的宏观磁性与铁磁性相同，仅仅是磁化率的数量级稍低一些，大约为100103数量级。其内部磁结构却与反铁磁性物质相同，但相反排列的磁矩不等量。因此亚铁磁性是未抵消的反铁磁性结构的铁磁性。铁氧体是典型的亚铁磁性物质。磁化曲线：是用来表示磁感应强度B 或磁化强度 M 与磁场强度 H 之间非线性关系的曲线。根据B=0 ( H+M)，还可以画出 0M-H 曲线。磁滞回线：求得了 B-H 或 M-H 磁化

9、曲线以后，从饱和磁化状态开始，再使磁化场单调地逐步减小，发现对应的B 或 M 值，不再沿着原曲线返回，并且当4 磁场 H 减小到 0 时，磁性材料仍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，用Br或 Mr表示，简称剩磁。为了使B 或 M继续减少，必须在反方向增加磁场。 当反方向磁场达到某一数值时， 可以有 B=0或 M=0， 与此相应的磁场强度叫做矫顽力， 分别记作BHC或BMC（或 HBC和 MBC） 。显然矫顽力的物理意义是表征磁性材料在磁化以后保持磁化状态的能力。若继续上述步骤， B-H 或 M-H 会形成一条闭合曲线， 称为磁滞回线。 其中在第二象限，反映出

10、从 Br或 Mr到BHC或BMC的一段曲线，叫退磁曲线。1.3 岩石磁学概念原生岩石磁化强度（ M）由下列两部分组成，即irrMMMHM(1.12) 这里 Mi是感应磁化强度， Mr是剩余磁化强度， H 是磁化磁场的强度， 为岩石内所有磁性矿物的合成磁化率。Mi由原地地磁场H 感应生成，通常相互平行，但无“记忆”能力；只有Mr是岩石生成时的地磁场及地质时期各种过程所保留下来的，为古地磁学研究对象，称为岩石的天然剩余磁性（NRM） 。一般来说，NRM 包含不只一种成分，除源于岩石生成时的原生剩磁外，还有次生剩磁，并可改变或掩盖原生剩磁。天然剩磁的种类主要有以下几种：热剩磁（Thermal Rem

11、anent Magnetization ，TRM）将岩石加温到居里点（600700）以上，然后在地磁场中冷却至室温，结果获得很强的剩磁。这种弱磁场冷却的剩磁称为热剩磁。 热剩磁具有方向与外磁场一致、 大小与场强成正比、强度大、稳定性高等特点。化学剩磁（ CRM）在一定磁场中，某些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。其特点是：在弱磁场中，化学剩磁的强度正比于外磁场的感应强度；在同样的磁场中， 化学剩磁比热剩磁小数十倍；化学剩磁和热剩磁一样具有高度稳定性。沉积剩磁（ DRM ）来源于火成岩等母岩的剥蚀产物含有磁性颗粒，这些颗粒在水或大气中下沉时会受到地磁

12、场的作用而定向排列，当沉积物固结后，剩磁被固定在沉积岩中，这就是沉积剩磁。像黄土、红土、深海软泥、纹泥等都具有 DRM ，这些沉积物的磁性均匀而且时间连续，因此可以用来研究地磁场的连续变化。粘滞剩磁（ VRM ）对铁磁性颗粒物质不断地作用以恒定的地磁场，它的磁化强度将随着时间而增加，反之，去掉磁场后， 它的剩余磁化强度就开始下降，这种随时间缓变自发磁化和退磁的现象称为磁粘滞性或磁后效应，岩石形成后放置在地磁场中就会获得粘滞剩磁，与前面三种原生剩磁不同，VRM 是一种次生剩磁。5 2 利用古地磁方法研究湖泊沉积物湖泊沉积物和深海钻孔、黄土-古土壤序列、树轮、冰芯一样，是研究全球环境气候变化的重要

13、方法之一。湖泊和河流都是大陆上分布最广、最多的水体，相比河流沉积物而言， 湖泊沉积物具有沉积连续性好、沉积速率较大、 时间分辨率较高、可提取的环境信息多、信息丰富全面等优点。因此，利用湖泊沉积物中提取的信息可以了解某个区域在一定时期内的气候环境变化过程。湖相沉积物的磁性特征的变化是对气候控制的诸多过程的响应，这些过程包括植被演替、 土壤发育、 水动力条件和沉积作用的改变。磁性矿物在这些过程中充当了环境信息的重要载体， 可以作为古环境、 古气候重建的代用指标。 湖泊沉积物磁化率随深度可用来揭示源区物质的侵蚀状况、湖盆内外的物质交换、 流域内水文地质条件的变化等外界环境的改变。但是要认识其环境意义

14、， 必须理解磁性矿物的来源， 识别成岩作用对磁性记录的影响，并考察单个磁性组分对气候驱动发生变化的反应。2.1 湖泊沉积物的磁学性质及与其它沉积物的比较张家强（1999）对晚第四纪风成沉积物、 水成沉积物以及古土壤进行了沉积磁组构分析，结果表明不同成因的沉积物具有明显不同的磁组构特征，一般来说，水成沉积的体积磁化率K 受物源和水动力因素控制，磁化率各向异性P 和磁面理度 F 均大于 1.02，磁基质颗粒度 q 小于 0.5；风成沉积的 K 受物源控制，内陆黄土的 K 明显高于沿海黄土及海岸风沙的K，P 和 F 均小于 1.02，q 的平均值大于 0.55；古土壤的 K 受母质沉积类型和成土环境

15、的氧化还原条件控制，内陆古土壤的 K 偏高，沿海古土壤的K 偏低，且前者远高于后者， P 和 F 均小于 1.02，q 的平均值在 0.5 左右。不过在水成沉积物这个大类里还可以细分许多小类，例如河流沉积物、 湖泊沉积物、海洋沉积物、 冰川沉积物等等， 每一类中根据水动力条件的不同还能再细分，这就要求有更加细致的鉴别方法。吉云平（ 2007a）通过对黄土、红土、河流、湖泊和风沙等沉积类型剖面的低频质量磁化率和频率磁化率的测试分析发现，不同沉积类型磁化率的变化机制是不同的，它不仅与沉积物的物源有关， 还受当时沉积类型、 气候变化等的影响。作者得出了以下结论：(a)沉积物磁化率的变化主要取决于剖面

16、沉积物的岩性和当时的沉积环境。 由于引起磁化率变化的原因和种类比较多，因此采用磁化率与其他方法结合进行对比分析，可能会更好地对古气候古环境变化进行解释；(b)黄土-古土壤剖面的磁化率变化特征非常明显，黄土层和古土壤层分别对应磁化率曲线的波谷和波峰，并且与沉积物的粒度和古气候变化具有很好的相关关系。磁化率值较低时反映出气候比较干冷，该地区进行黄土堆积， 粘土粒级组分含量6 相对较低；磁化率值较高反映出该地区气候比较温和湿润，黄土堆积颗粒变细，粘土粒级组分含量增加， 成土化作用的进行使得剖面中的磁性矿物含量也相对增加；(c) 红土剖面的红色粘土层和网纹红土层的磁化率值、低频质量磁化率和频率磁化率的相关性均较剖面上部的砂质粘土层低。磁化率与古气候变化之间的相关性不是很明显； (d) 河流相沉积物的低频质量磁化率值与较粗粒级含量（极细砂和细砂）呈正相关关系，频率磁化率值与较细粒级含量（细粉砂）呈正相关关系。沉积物的粒度主要受水动力强度变化的影响，因此沉积物的磁化率可以间接反映水动力的变化