地磁场古强度.docx

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1、 第十章 地磁场古强度（Lisa Tauxe 著，史瑞萍译）建议阅读的相关材料：Coe et al. (1978)http:/www. ATauxe (1993)同时，请参阅本书第 15 章和 Dunlop & Ozdemir (1997)一书10.1 前言上一章讨论了如何获得岩石记录的古磁场方向。在弱场（如地磁场）条件下，岩石携带的剩磁大小（例如：热剩磁、化学剩磁和碎屑剩磁）与岩石形成时外磁场强度成线性关系，因此原则上讲，古地磁场强度也可以测定。两者存在下面的关系式：和其中a 和a 是比例常数。如果它们相等，那么：anclab如果实验室外磁场和古地磁场的a 和a 相同，即剩磁与外场大小为线性

2、关系，对于单组anclab分天然剩磁（NRM），只要测量其 NRM 大小，让岩石在已知实验室磁场强度下获得一个剩磁，再乘以该比例系数，就可以获得地磁场古强度。可实际情况并非这么简单。这主要因为：1）a 和a 可能不相同（例如：样品获得剩anclab磁的能力被改变了，或者所获得剩磁的机制在实验室难以模拟）；2）剩磁和外加磁场大小并非线性关系（例如：在第五章中讲到的 DRM 数值模拟就说明了这点）；3）NRM 可能由多个组分组成（例如一个原生组分加上一个粘滞剩磁）。这章将讨论测定地磁场古强度的各种假设，以及相关的实验和统计方法。首先讨论热剩磁（TRM），然后是碎屑剩磁。迄今为止，还无法从其它类型剩

3、磁（例如，化学剩磁或粘滞剩磁）获得古强度。10.2 热剩磁古强度的测定单畴颗粒的 TRM 与所加弱的外场（如地磁场）大小成线性关系。图10.1 给出了随机排列的粒径为 20-80 nm 的单畴磁铁矿颗粒的理论 TRM 获得曲线。大于 80 nm 的磁铁矿具有更复杂的磁畴（花状，漩涡状的和多畴），可能不符合这条理论曲线。随着颗粒的增大，剩磁与磁场的线性关系逐渐减小。现今最大地磁场（65 mT）正好在线性区域。事实上，即使磁场达到几百mT，这种线性关系都存在。因此，前言中提到的磁场与磁化强度之间呈线性关系的这一假设基本成立。古强度测定的第二个假设是实验室和古地磁场的两个线性比例常熟相等，即a a

4、。anclab只测量 NRM 和总的 TRM 并不能证明这个假设。比如，样品在加热过程中可能发生变化，从而改变样品获得 TRM 的能力，并给出错误的强度结果。在古强度试验中，有几种方法可 以用来检验样品获得 TRM 的能力。下面我们将介绍测定地磁场古强度的方法：Thellier-Thellier 方法、Shaw 方法，微波方法（即通过微波加热磁性矿物，非磁性部分不受热，从而避免矿物变化）；还有一些对获得的剩磁用 IRM 归一化方法等。图 10.1：不同粒径磁铁矿颗粒的预测 TRM 值占饱和值的比例与外加磁场的关系。该线性受颗粒大小影响，对于低于几百个 mT 的磁场，线性关系存在。10.2.1

5、Thellier-Thellier法为了检测并去除矿物变化的影响，Thellier-Thellier（1959）提出通过逐步加热样品，用部分热剩磁(pTRM)来逐步取代 NRM，由此获得样品在改变前的 M /M 比例。这种被称NRMlab为 ThellierThellier 的方法加上较低温度点的 pTRM 可重复性检验（可以判断样品是否被改变）非常有用。这种逐步加热法假设在两个不同的温度区间所获得的 pTRM 相互独立（图 10.2），即pTRM 的独立性。此外还假设总的 TRM 等于各个独立 pTRM 的和（图 10.2），即 pTRM 的可加性。在实验室有几种方法可将 NRM 用 pTR

6、M 取代。原始的 Thellier-Thellier 法是将样品加热到温度 T 后，在实验室外加场（B ）中冷却，这样室温的剩磁就为剩下的NRM（M ）1lab）之和（M ）。NRM和实验室新获得的 pTRM（MpTRMfirstM = M+ MfirstNRMpTRM测量 M 之后，再将样品加热到同一温度，在同等大小的反向场（-B ）中冷却, 再测量first此时的剩磁（Mlab）:secondMsecond = MNRM - MpTRM进行简单的矢量相减就可以计算出每个温度点剩余的天然剩磁和获得的pTRM（图 10.3a），通常将这些数据投影在 Arai 图（Nagata et al.,

7、1961）上（图 10.3b）。 图 10.2：pTRM 独立性和可加性。两个温度点状之间获得的 pTRM 是互相独立的，其加和等于总 TRM。图 10.3：Thellier-Thellier 方法测定地磁场古强度。a) NRM 热退磁（实心圆）和实验室获得的 pTRM（空心圆）；b) 每个温度点的 NRM 剩余与获得的 pTRM 之间的关系。随着磁屏蔽技术的发展，提出了几种更复杂的古强度方法。在最常用的测定地磁场古强度方法中（通常指 Coe, 1967 提出的方法），如果将第一次改为在零场中冷却，这样就可以直接获得每个温度点的剩余磁化强度，此时上面两个公式就变为：M = MfirstNRMM

8、second = MNRM MpTRM通过矢量相减可以计算出这种零场/有场（zero-field/on-field, ZI）实验室获得的 pTRM。或者，也可以第一次加热和冷却可以在实验室有场中进行，而第二次在零场中进行（Aitken et al.,1988），这种叫做有场/零场（in-field/zero-field, IZ）。在这三种方法中，通过测定较低温下 pTRM 的重复性来检验样品获得剩磁能力是否发生改变，这就是所谓的“部分热剩磁检验(pTRM check)”。如果在同一个温度点两次测定的 pTRM 强度不同，那么就表明样品获得TRM 的能力已经发生了改变，这个温度点以后的数据就要舍

9、弃。尽管两步加热法目前最受欢迎，但也存在不足。首先获得 pTRM 能力的改变不是引起a a 的唯一因素。回忆一下第8 章有瞬时滞后性质的颗粒，一些颗粒开始时候处于饱和labanc状态，当磁场降为零时形成涡旋状结构。如果磁场再次增大，这些涡旋结构会被破坏。然而通常情况下，破坏涡旋结构需要的场比形成它的场要大，所以可以想象当从居里点冷却到零度，然后再加热到居里点时也会发生同样的情况。在刚低于居里点温度时，颗粒处于饱和状态（因为饱和磁化强度很低，涡旋结构只是颗粒用来减小其自身的外场）。当温度降低时，饱和磁化强度增大，所以在某些温度点涡旋结构可能形成，这些涡流结构可能在高温也可能很稳定，这类似于瞬时滞

10、后现象。对于拥有磁畴壁的大颗粒，情形就更为不同。样品在刚低于居里点时开始饱和，当降低到一定温度时，磁畴壁开始形成。因为磁畴壁的分布并不能完全互相抵消，从而获得一个小的净磁矩，这样样品就会获得一些剩磁。如果外场适中，这部分剩磁就会与外加场成一定比例。当温度再次升高时，磁畴壁会移动以减小磁静态能量，直到非常接近于居里点时磁畴壁才会被破坏。对于涡旋状结构或多畴颗粒，其阻挡温度与解阻温度不同。这意味着在某一温度点获得的 pTRM 并不会在同样的温度下被解阻，也就是说a a ，这样实验结果在 Arai 图中是曲labanc线（更完整的解释请参考Dunlop & Ozdemir, 1997）。因此，选用任

11、何一温度段的数据，结果都会有偏差。例如，某些研究结果认为高温度段的数据因受矿物的改变，因此只选用低温度段的数据。或者因为低温度段的数据可能受到粘滞剩磁的影响而只选用高温度段的数据，这两种情况都有可能造成错误的解释。阻挡温度和解阻温度相同的假设被称为“可重复性”。为了验证阻挡温度和解阻温度的不同以及高温度下部分热剩磁残余 (pTRM tails)的存在，提出了两种改进 Thellier-Thellier 法的方法。第一种改进方法是在 IZ 方法中，即在样品下一个温度点有场中加热前，再在零场中加热样品至同一温度，用来检验在某温度获得的部分热剩磁是否能够被再次在零场中加热到同样温度时被完全清洗掉，这

12、就是所谓的“部分热剩磁残余效应检验(pTRM-tail check)”（例如，Riisager & Riisager, 2001）。如果不能完全清洗掉，这个样品的解阻温度 T 和原来阻挡温度 T 不等，从而使得部分热剩磁可重复性不再成ubb立，强度数据不可信。第二种改进方法就是 IZ 和 ZI 方法之间的转换（称为 IZZI 方法（Yu etal., 2004，见 图 10.4）。这种方法对部分热剩磁残余效应也是非常敏感，并且还省了做部分热剩磁检验。图 10.5 给出了一个 IZZI 方法的例子。一个成功的古强度实验数据的信度可以通过一些可靠性的参数来定量评价（见附录）。这些参数可用来检验 1

13、）样品所携带的 NRM 是否为单组分，2）在实验室加热过程中样品是否发生改变，3）阻挡温度和解阻温度是否相等。这些参数也提供了对数据整体质量的评估（模拟线性的分散度，温度点的分布，用于计算古强度的天然剩磁的比例等等），图 10.6 给出了一些古强度实验的典型例子。在古强度实验中，除了上述磁性矿物在加热中变化和可重复性等检验外外，还需要一些其它检验和校正。例如，如果样品获得的TRM 具有各向异性，那么在计算古强度的时候必须要校正（e.g. Fox & Aitken, 1980）。关于各向异性的检测和校正在下一章详细讨论。另外，由于平衡的过程是时间的函数，较慢的冷却速度可以获得较大的 TRM，因此

14、若自然界和实验室中岩石的冷却速率不同将会导致错误结果（e.g. Halgedahl et al., 1980）。如果已知获得原生剩磁时的冷却速率并且是单畴颗粒，那么由于冷却速度的不同而引起的误差是可以校正的（e.g., 图 10.7 给出了一个简单的绘图式的校正办法）。或者，研究者可以花 12 天实验在实验室条件下不同的速度下冷却样品来获得热剩磁及其校正经验值。 图 10.4：IZZI. 该图来自与 Agnes Genevey 的合作图 10.5：一个 IZZI 实验的数据。圆圈表示某一特定温度获得的pTRM 与该点剩余的 NRM。实心符号表示用来计算斜率的点。蓝色（深色）表示“有场零场步骤”

15、（infield-zerofield steps,量值之间的差为，如图中标记为的横条。首次 NRM 测量值与重复测量值（pTRM450 该样品不是关于地理坐标系定向的。实验室所加磁场在有场步骤下沿 z 轴方向。该图根据Tauxe & Staudigel (2004)重绘图 10.6：古强度数据实例（图例同图 10.5）。a)曲线形 Arai 图的样品，双组分矢量端点图指示低温粘滞组分（注意pTRM 残余检验如何接近零，IZ 和 ZI 数据不是之字形，正如pTRM残余的情形）。b)几乎理想的古强度数据实例。c)之字形的实例，表示阻挡温度和解阻温度不一样。d) 常见的古强度数据实例。(该图来自 T

16、auxe, in press.) 图10.7：强度估计值Best和古强度Banc之间的比值与原始驰豫时间（original relaxation time导致高估强度约30%。该图重绘自Selkin et al. (2000)10.2.3 微波方法 化，螺旋式进动直到与外场平行（图 10.8）。因为在磁化过程中强烈的交换耦合（见第四章）旋转电子趋向于相互平行或者反平行，这种现象就是所谓的“旋转波(spin wave)”。图 10.8：旋转波(spin waves)升高温度将会使声子(phonos)能量转换为电子旋转并增加旋转波振幅。这种磁能量定量为“磁子(magnons)”。在传统的 Thel

17、lier-Thellier 方法中，样品被加热，电子旋转被激发，一些会被激发到磁矩自反如同第五章和下一章中描述的。在大多数厨房有两种主要加热东西的方法(传统的炉子和微波炉)。在微波炉中，一定振动频率的分子（例如，水）会被微波激发，它们将热量传递给比萨饼的其他部分。如果选用适当的微波频率，铁磁性颗粒也会被直接激发，而不加热非铁磁性的基质(matrix)部分（例如，Walton et al., 1993）。微波加热种方法的目的是尽量减少样品由于加热而引起的改变，基质部分保持相当低的温度，而只有铁磁性颗粒被加热。磁子转化为声子，从而也会把能量可以传递给基质而改变样品，但有办法可以减少这种改变 （见

18、Walton, 2004）。同传统的加热方法测定古强度一样，在微波方法古强度测定中，也遇到如矿物改变、热剩磁的可重复性(reciprocity)和冷却速率对结果影响等问题。理想情况下，微波和传统加热方法的实验应该是一样的。实际上，微波实验中很难很好地重复相同一个温度，尽管最近已取得了一些进展（Bohnel et al., 2003）。同时，微波方法也面临自然界原始阻挡温度和实验室微波解阻温度的重复性和冷却速率差异的困惑。以上这些问题在将来一段时间不会很好解决。然而，如果微波方法可以有效地防止在实验中样品的改变，这一方法还是有其潜在应用价值。今后需要付出更多的努力，直至解决上述问题。10.2.4

19、 NRM 归一化在强度实验中，有些时候由于样品在加热中容易变化，或者样品材料很贵重，不能进行高温实验（例如，一些考古样品和月岩样品）。图 10.1 显示了一种不用对样品进行加热来计算古强度的方法，即对 TRM 进行饱和等温剩磁（IRM）归一化。对单畴颗粒，其 TRM/IRM的值与外加场在一定范围内呈线性关系。对不同的磁性矿物，这种线性关系会在不同的外场范围内成立。Cisowski & Fuller (1986)提出用月球样品的 IRM 归一化来估计古强度。他们指出，用交变磁场部分清洗 IRM 和 NRM，NRM/IRM 比率可以用来估算古强度值的范围并给出合理的相对古强度。这种方法基于颗粒均匀

20、的单一磁性矿物的这一前提，并且认为多畴颗粒的影响可以通过交变退磁来消除。事实上，对于颗粒均匀的单一磁性矿物，图10.1 所示的方法只能对绝对古强度值的范围做出大致估计。对于自然样品，颗粒均匀的单一磁性矿物的这一前提却很少能满足。况且多畴颗粒的 IRM 和 TRM 的交变退磁行为并不一致，TRM 比 IRM 要更稳定。然而，如果能够确定磁颗粒的均匀性，这对估计相对古强度是有用的。即使对于确定相对古强度，我们还是要求单组分剩磁，也建议对 NRM 进行完全退磁，而非毯式一步退磁。 图 10.9：相对古强度。空心符号表示原始的 DRM，它不仅与外场强度相关，而且与样品的magnetic activit

21、y DRM a 有关。当用 a 归一化时（见图中的实心圆）， 与外场 B 呈线性关mm系。 图 10.10：假 Thellier 方法（pseudo-Thellier technique）。a) 逐步交变退磁的矢量投影图。X 和 X （实心符号）表示水平面，没有地理坐标定向，X 和 X （空心符号）表示垂直面。1213十字符号表示 NRM 数据。b) 用最大值归一化的剩磁，星号表示NRM，方块表示 ARM。实心（空心）方块表示 ARM 获得（退磁）。c) 为 b)中数据的 Arai 图。特定交变磁场中获得的 pARM 与同一交变场中退磁后的 NRM 残余的关系。10.3 用 DRMs 来确定古

22、强度用沉积岩来获得古强度基于 DRM 与外加磁场的强度呈线性关系。在第五章中，已经提到这种关系不是总成立，但这里我们认为其成立并讨论相对强度研究。类比于用 TRM 来确定绝对古强度，为了用沉积岩来确定绝对古强度，需要在实验室用模拟再沉积实验来重现天然剩磁的过程。但问题是在实验室很难模拟这一自然沉积过程。即使原生剩磁是沉积剩磁而不是化学剩磁，剩磁仍然是外加磁场强度、磁性矿物成分和含量以及水体的化学成分等因素的复杂函数。图 10.9 显示了在理想情况下、在一定磁场强度范围内沉积形成的一些样品的初始DRM。DRM 与磁场强度（B）并没有呈线性关系，因为每个样品中的磁性物质的多少，磁性矿物的种类等等的

23、不同造成了样品对磁场的反应（这里称为a ）不同。例如，磁性物质m含量多的样品所拥有的 DRM 就高。如果能够估计a ，例如通过 IRM 或者 ARM 或者体磁m化率（bulk magnetic susceptibility,c ），那么归一化的DRM（图 10.9 中的实心圆点）至少反b映外磁场的相对强度。我们对 DRM 的理论认识比 TRM（第五章）少的多，由于缺乏 DRM 获得的理论基础，到目前还没有一种简单的方法来决定适当的归一化参数。在第五和第八章，我们考虑了 DRM理论的许多方面和诸多可能用来归一的不同参数，提出了许多基于沉积物磁学性质的归一化参数，例如 ARM、IRM 和c。也许最

24、可靠的是类似于 Thellier-Thellier 方法的逐步退磁/重磁化方法，用TRM 或者 ARM 作为实验室的剩磁 (Tauxe et al., 1995)。我们可以用更复杂的归一化技术，通过将目标集中在一特定的矫顽力谱，见第八章中讨论的IRM 成分图。如何判断用沉积岩来获得相对强度呢？1 天然剩磁一定是由稳定性高的碎屑磁性矿物所携带。用于估算相对古强度的 NRM应该是单一组分。NRM 的性质可以通过逐步交变或热退磁来判断。由磁滞回线和岩石磁学实验获得的其它辅助信息也非常有用。2 碎屑剩磁应没有倾角误差，正负极性数据应该是对跖的。如果可能，应把相应的方向数据绘在等面积投影图中。3 磁性矿

25、物含量的变化很小（应在一个数量级之内），磁性矿物类型以及颗粒度的变化应尽量小。这些变化可以用两个参数的关系图来检测，例如，IRM 和c。这种图应该显示线性关系，并且数据的分散性低。4 如果相对强度与岩石磁学参数相关，使用这种记录便要小心。相关性可以用常规频谱分析来评估。5 在同一地区相同时间段获得的相对强度记录应该相互可比。 6 具有独立时间标尺的相对强度记录更有用。许多深海沉积物记录被氧同位素或者磁性地层年龄或者两者一起进行了制约。对湖相沉积物进行定年就更难，主要依靠放射性碳同位素年龄。附录A 绝对古强度参数的估计公式中 是所有 y 值的平均值， 是所有 x 值的平均值。3. 参数 b 是用

26、来评估由于拟合直线数据的分散引起的不确定性：4. Coe et al. (1978)定义了剩磁比例(remanence fraction, f):DyT 是用于计算的 NRM/TRM 的长度（见图 10.5）5分布系数（gap factor, g）用来描述点分布的不均匀性：这里它是选取线段的 y 的加权平均。g 随数据之间分布的不均匀而减小。6. Coe 质量参数 q 综合了斜率的标准误差、NRM 比例和分布因子：q = b fg7. 由于由 Coe et al. (1978)定义的 f 没有反应相对全部剩磁的比例，而只是用来计算斜率的剩 磁，Tauxe & Staudigel (2004)建

27、议用新参数：vdsy个参数将变小。ii用于斜率计算直线的最高温度冷却到室温获得pTRM 来归一它。这个参数（用百分比来表示）称作 Difference RATion Sum 或者 DRATS.次零场中测定剩磁差的绝对值（ i）是由于在实验室温度 T 获得的部分热剩磁的解阻ii归一最大差值（表示为百分数），称为参数 MD。Tc-Z = b b rii0iii Dunlop, D. & Ozdemir, O. (1997), Rock Magnetism: Fundamentals adn Frontiers, CambridgeUniversity Press.Fox, J. M.W. & Ai

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