6.1.1基本概念
6.1.1.1地磁場要素
地球是壹個巨大的磁體，地球磁場是地球本體及其周圍空間的地磁場。地磁場是壹個矢量，有大小，有方向，是空間和時間位置的函數。通常采用觀測點直角坐標系表示地球磁場的總強度HT和它的各個分量(圖6.1)。以坐標為原點，分別取坐標系中X軸沿著地理子午線的方向，令X軸向北為正;Y軸沿著緯圈方向，令Y指向東為正;Z軸是上下的方向，Z指向下方為正。HT在XYZ各軸上的投影分別是HT的北向分量、東向分量和垂直分量。同樣，HT在水平面上的投影OB稱為水平分量H，HT所在的垂直平面BOA稱為磁子午面。地理子午面XOZ與磁子午面BOZ(即BOA平面)之間的夾角BOX，稱為磁偏角，用符號D來表示，其向東為正，向西為負。矢量HT的方向與水平面之間的夾角AOB稱為磁傾角，用符號I表示。在北半球HT由地表指向下時，磁傾角為正值;在南半球HT指向上時，磁傾角為負值。
圖6.1 地磁要素示意
磁偏角D、磁傾角I、水平分量H、垂直分量Z、東向分量Y、北向分量X以及總強度HT統稱為地磁要素。這7個地磁要素只有3個是獨立的，由圖6.1可以看出它們之間具有如下的關系:
巖相古地理學
其中XYZ和H稱為地磁場的強度分量;D和I稱為地磁場的角分量。地磁場很弱，最大的地表磁場強度約為6.5×10－5T。因此，地磁學中習慣使用壹個更小的單位納特(nT)(過去稱伽瑪(γ))來表示它。
巖相古地理學
6.1.1.2地磁場的基本特征
地磁場按場源位置劃分為內源場和外源場兩大部分。內源場起源於地表下的磁性物質和電流。其又進壹步分為地核場(主磁場)和地殼場的空間電流體系，它們主要分布在電離層、磁層和星際空間。從全球來看，地核主磁場部分占總磁場的95%以上。
地磁場的空間分布的主要特點是:偶極子磁場成分占絕對優勢，磁軸與地理角有壹個小的夾角，全球有幾塊大尺度的磁異常區，同時存在許許多多區域性的小尺度異常。
6.1.1.3地磁場構成
在地球表面上，觀測到的地磁場實際上是幾種具有不同來源的磁場的總和，可用下式表示:
巖相古地理學
顯然，地磁場是由偶極子場Ho、非偶極子場Hm、異常場Ha、外源場He和變化場δH構成的。其中Ho+Hm=H構成了地球的基本磁場。通常人們把均勻磁化的偶極子場Ho，世界異常場(非偶極子場)Hm以及外源場He的總和統稱為正常場。由於其中的外源場He非常小，常略去不計。
因此如果排除掉其中的變化磁場，觀測到的地磁場就是基本磁場與異常場之和，也就是HT=Hm+Ha。從這壹概念出發，地球的正常場就是指地球的基本磁場。表6.1所示為地球表面不同位置的地磁場強度。
表6.1 地球表面不同位置的地磁場強度
(據劉椿，1991，引自李建忠，2006)
6.1.1.4磁性礦物
磁性礦物從應用的角度分為兩類:強磁性的立方晶系氧化物和磁性較弱的斜方六面晶系礦物。磁鐵礦(Fe3O4)、磁赤鐵礦(γ－Fe2O3)、鈦磁鐵礦(Fe2TiO4)為強磁性的立方晶系氧化物;赤鐵礦(α－Fe2O3)和鈦鐵礦(FeTiO3)為磁性較弱的斜方六面晶系礦物。
磁鐵礦(Fe3O4)是自然界最重要的磁性礦物，普遍地存在於火成巖、沈積巖以及低高溫變質巖之中。磁鐵礦通常在120K左右發生電子躍遷，稱為Verwey轉變。與晶體各向異性相關的各種的磁學性質，如剩磁、磁化率、多疇或等軸的單疇顆粒的矯頑力在TV(Verwey溫度)附近迅速變化。在實驗室研究中經常利用這壹性質確定巖石中是否有磁鐵礦的存在。
磁赤鐵礦(γ－Fe2O3)是磁鐵礦充分氧化的產物。磁赤鐵礦是磁鐵礦的低溫氧化或風化作用的最終產物。在古地磁學中，Fe2O3的存在表明磁赤鐵礦的天然剩磁中主要以原生的化學剩磁為主。磁赤鐵礦是不穩定礦物，在真空或空氣中加熱時，都會轉變為赤鐵礦。
赤鐵礦(α－Fe2O3)是反鐵磁性礦物，具菱面體結構。自旋斜交現象被稱為寄生鐵磁性，因為這種亞鐵磁性產生於反鐵磁性，並且成為其中的壹小部分。在實驗室條件下，通過熱退磁很容易分開巖石中的赤鐵礦和磁鐵礦。此外，它的矯頑力也較磁鐵礦高。赤鐵礦的形成方式有多種，既可是熔體在冷卻過程中鈦磁鐵礦的原生高溫氧化產物，也可產生於鈦磁鐵礦後期的加熱過程中。赤鐵礦還可以是常溫下長期氧化的最終產物。其他壹些次生過程也可以產生赤鐵礦，如磁赤鐵礦的轉變、風化產物像菱鐵礦的脫水作用、碎屑沈積物空隙間富鐵溶液中超細粒赤鐵礦的沈積作用。
菱面體的鈦赤鐵礦(Fe2TiO4)組成介於赤鐵礦和鈦鐵礦之間，和鈦磁鐵礦壹樣，鈦赤鐵礦也是壹種只有在高溫下才存在的固熔體。鈦赤鐵礦具有剛玉的結構，氧離子形成密閉的六面體堆積的晶體格架。
黃鐵礦與磁鐵礦類似，但它具有亞鐵磁性。膠黃鐵礦的居裏溫度在330℃左右，與硫鐵礦的奈爾溫度(約為320℃)和磁黃鐵礦的居裏溫度或奈爾溫度(320℃)很接近。單疇膠黃鐵礦的矯頑力較大，可以維持穩定的剩磁。
磁黃鐵礦(FeS1+2)具有特殊的磁性，它是火成巖、變質巖和沈積巖中普遍存在的礦物，但通常不是剩磁的主要攜帶者。天然的磁黃鐵礦實際上是多種礦物的混合物。當加熱溫度達到500℃時，磁黃鐵礦常常不可逆地轉化為磁鐵礦。如果存在環境磁場，便可以獲得化學剩磁。磁黃鐵礦的這壹轉變可以通過強場的熱磁分析實驗來證實，磁化大大加強，並且不可逆。當加熱溫度繼續升高時，磁黃鐵礦或直接變為赤鐵礦，或是通過磁鐵礦的氧化轉變為赤鐵礦。
菱鐵礦暴露在空氣中幾周便會發生氧化，並在這壹過程中獲得化學剩磁。菱鐵礦被加熱時會迅速氧化成磁鐵礦和磁赤鐵礦，並最終在300℃形成赤鐵礦。即使在很弱的環境磁場中，由此產生的磁鐵礦所攜帶的化學剩磁也足以掩蓋灰巖或碳酸鹽巖等樣品中較弱的天然剩磁。在這種情況下，應及時終止熱退磁過程。
6.1.1.5巖石的磁化強度
巖石是天然礦物的集合體。從磁性的角度，礦物可分為抗磁性、順磁性和鐵磁性三大類。抗磁性礦物有石膏、巖鹽、方解石和冰長石，順磁性的礦物有石榴子石。Ellwood等發現導電的抗磁性和順磁性物質，如銅、黑雲母和黏土，在50～5000Hz的範圍內具有強的頻率依賴性，而鐵磁性物質不具備這種頻率依賴性，據此可以區分抗磁性和順磁性的物質。
(1)巖石磁性特征
屬於抗磁性和順磁性的礦物磁性十分微弱，其磁化率可隨磁場強度而變化，數值都不大。實驗表明，其磁化強度J與外界磁場強度H成正比:
J=κH
比例系數κ叫做介質的磁化率。因此，抗磁性和順磁性礦物的磁化強度是隨外磁場的增減而增減，當外磁場去掉以後，其磁性就又恢復到原來的狀態，即消失為零。礦物所具有的這種磁性叫感應磁化強度。
鐵磁性礦物(如磁鐵礦、鈦磁鐵礦、赤鐵礦等)的磁學特征與抗磁性和順磁性礦物完全不同。實驗觀測表明，巖石中的鐵磁性礦物同樣具有壹種重要的物理特性———磁滯現象，說明鐵磁性礦物的磁化強度J不僅與外磁場和溫度有關，還與其本身過去的磁狀態歷史有密切關系，簡化表達式為:
J=κH+Jr
式中的Jr叫做正常剩余磁性或正常剩余磁化強度，由於巖石是在天然狀態下獲得這種磁矢量的，所以定義為天然剩余磁化強度，通常以NRM縮寫來表示。
(2)巖石天然剩余磁性
在自然界中，三大類巖石獲得天然剩余磁性(NRM)的方式是不同的。巖漿巖在形成過程中，從高溫的巖漿逐漸冷卻。在尚未完全結晶之前，其中的鐵磁性礦物組分當溫度冷卻到接近於它們的居裏點(壹般是在700～500℃)或再低時，由於受當地當時地磁場的作用在平行於地磁場的方向被磁化，直至礦物繼續冷卻到通常的溫度，礦物仍在繼續磁化並保留著當時所獲得的磁性。這種磁化過程叫熱剩余磁化，按照此種方式產生的天然剩余磁性叫熱剩余磁性(TRM)。當外磁場較弱時，熱剩余磁性的方向不僅與外場平行，而且其大小與場強成正比。熱剩余磁性對古地磁學研究有十分重要的意義(表6.2)。
表6.2 物質中的剩余磁性類型
(據王靖華，2006)
沈積巖主要是壹些碎屑巖，是由母巖經過風化、搬運、沈積和再成巖作用形成的。母巖中具有磁鐵礦和赤鐵礦等壹些鐵磁性礦物，它們經風化作用變成極微小的碎屑質點，在成巖過程中，受當時當地地磁場的作用，這些磁性顆粒便平行於地磁場的方向作定向排列而沈積下來，這種磁化叫碎屑磁化。按照碎屑磁化方式，在成巖階段後保存下來的這種天然剩余磁性就叫碎屑剩余磁性。在自然界，第四紀地層中的黃土和紋泥所具有的天然剩余磁性就屬於碎屑磁性。
還有壹些沈積巖含有化學作用所形成的鐵質礦物，在巖石中有的呈氧化鐵膠結物，也有的以薄膜形式包在非鐵磁性碎屑顆粒的外圍，還有的以氧化鐵的微小塵埃形式雜亂散布。在沈積過程中，它們均按照地磁場的方向磁化，這種磁化叫化學磁化。這種磁化產生的剩余磁性稱為化學剩余磁性。壹些熱帶潮濕氣候條件下形成的陸相紅色巖層和富含赤鐵礦的石灰巖及紅色泥灰巖，都是化學剩余磁性的重要巖石類型。沈積後的磁性載體主要是鏡鐵礦，然而赤鐵礦的磁化遠比鏡鐵礦穩定(Nagata，1961)。也有壹些巖漿巖，在自身的形成過程中，由於溫度等因素變化使得其中含鐵質的礦物發生化學變化而產生化學剩余磁性。實驗室研究表明，經過高溫下的壹些化學作用生成的鐵磁性微小組分在晶體生長過程中，隨反應時間的加長其體積也隨之增大，它們生成的化學剩余磁性是壹種類似於熱剩余磁性那樣穩定的磁性。
在自然界，無論是沈積巖還是巖漿巖，都能夠附帶地獲得等溫剩余磁性，它是在正常溫度條件下受到地磁場的長時期作用而產生的。由於天然剩余磁性的方向是原生剩余磁性與次生剩余磁性的矢量和，所以它的方向就不壹定與原生剩余磁性的方向壹致，相反，較多的情況是等溫剩余磁性中的次生組分掩蓋了原生的剩余磁性。
另外，還有壹種完全依賴於時間因素的等溫剩余磁性，在弱的恒定磁場中，其方向平行於外磁場的方向，而它的大小與時間的對數成正比關系，這種剩余磁性叫黏滯剩余磁性。如果巖石中天然剩余磁性包含有很大的黏滯效應，則這種巖石標本是不適用於古地磁學研究的。
6.1.2古地磁學及其意義
古地磁學是壹門介於地質學、地球物理學和鐵磁性物理學之間的邊緣科學(劉椿，1991)，它通過研究巖石中記錄的古代地磁場信息來揭示整個地質時期內地磁場的方向和歷史，早在19世紀中葉，人們發現某些近代噴發巖石的剩余磁化強度方向與地磁場平行，由此開始了古地磁學研究的歷史，但直到20世紀50年代中期英國地球物理學家Runcom等把古地磁學應用於大陸漂移假說，古地磁學才得到了空前的發展。古地磁學為海底擴張說提供了令人信服的證據，而且對大陸漂移假說的復活以及板塊構造理論的建立起了決定性作用。目前古地磁學不僅為研究板塊運動歷史以及大陸的增長和造山帶的形成提供了定量數據，而且還是研究地層對比、古氣候演化以及古地理重建的重要方法之壹(袁學誠，1991)，並且在油氣勘探開發中具有廣泛的應用前景(吳漢寧，1998)。在古地磁研究中的壹個基本準則就是認為地球磁場是壹個地心偶極子場，即地磁場相當於壹個在地球中心按壹定方位放置、磁矩為M的偶極子所產生的磁場(徐世浙，1982)(圖6.2)。現代的觀測表明，地球主磁場的成分為地心偶極子場，地磁軸與地理軸相交11.5°(徐世浙，1982)(圖6.3)，但從幾百萬年以來的地磁場平均方向的統計顯示地磁軸與地理軸非常相近，基本壹致，可等效為壹個地心偶極子場(GAD)(徐世浙，1982)。而地球磁場的變化可以分為地球磁場長期變化、地磁極偏移和地磁場倒轉。其中地磁場倒轉是地磁極性年表編制的基礎。
圖6.2 地心偶極子場模型(據MEclhinny，1973)
圖6.3 現今地磁場分布模型(據MEchtlnny，1973)
古地磁學通過研究巖石剩余磁性，分離出能記錄巖石形成時地磁場信息的原生磁成分，計算出相應的古地磁極，將同壹地塊上不同時代的古地磁極繪制在標準的現代地理坐標圖上並按時間順序連接起來，就可以得到該地塊的視極移曲線(APWP)。之所以稱之為視極移曲線是因為地磁軸與地理軸在地質歷史時期是重合的，地磁極並沒有發生移動，而是所研究的地塊發生了相對運動。壹般情況下，在壹個地區的不同部位，從相同時代巖石中獲得的古地磁極應是壹致的。地塊的視極移曲線(APWP)包含著地塊運動方向和速率方面的信息，是分析板塊運動學、位移以及古地理再造的基礎。例如，古地磁視極移曲線不僅可以揭示不同地塊何時在動力學意義上成為整體，而且由曲線推算出的磁偏角(D)和古緯度(P)可以描述同壹地塊在地質歷史時期中的旋轉和緯向運動，相鄰兩時代的旋轉量(DD)用時代老的地層記錄的磁偏角與時代新的地層記錄的磁偏角之差表示，DD大於(小於)零對應於地塊的順(逆)時針旋轉;相鄰兩時代的漂移量(PP)由時代老的地層記錄的古緯度與時代新的地層記錄的古緯度之差表示，PP大於(小於)零對應於地塊向北(南)漂移(朱日祥等，1998)。