常用环境磁学参数及表征意义 (1)
磁性材料基本参数详解
磁性参数与测量：磁损耗 （2）
1 损耗因子tanδ
SPINEL
铁氧体软磁材料介绍
单击此处添加副标题
无锡斯贝尔：常彪
SPINEL
磁学常识：磁性材料分类
01.
磁性参数与测量
04.
磁学常识：磁性来源
02.
磁性材料应用
05.
磁学常识：磁化曲线
03.
磁性材质介召
06.
内容
CONTENTS
磁芯
铁氧体磁芯
合金类磁芯
锰锌系材*
镍锌系材
镁锌系材
硅（矽）钢材
铁粉芯
铁硅铝合金
铁镍合金
磁学常识：磁性来源1
铁磁材料内部的磁畴排列杂乱无章，磁性相互抵消，因此对外不显示磁性。
铁磁材料之所以具有高导磁性，是因为在它们的内部具有一种特殊的物质结构—磁畴。
磁畴是怎么形成的？
磁畴因受外磁场作用而顺着外磁场的方向发生归顺性重新排列，在内部形成一个很强的附加磁场。
PC40
P4
BH2
3C81/3C85
N67
NC-2H
PL-7
JR2KBF2
（a）无外磁场情况
（b）有外磁场情况
SPINEL
B
H
B
H
B
H
B
H
(A)
(B)
(C)
(D)
磁学常识：磁性来源2
SPINEL
B
H
Hc
Bs
Br
环境磁学-中国物理C
环境磁学张卫国当我们去旅游时，江西是红色之旅的重要省份。
江西被称为红土地，一方面它是我国著名的革命老区，另外一方面该省地表大面积分布着外观为红色的土壤（称为红壤），红色的由来与红壤中含有的赤铁矿有关。
近几年媒体报道的有人在黄河郑州段泥沙中非法淘铁，利用磁铁吸取的黑砂，则含有大量的磁铁矿。
在我们的周围，上述与铁有关的物质不胜枚举，之所以如此，是因为铁是地壳中丰度第四的元素，它在环境中广泛存在。
以磁铁矿、磁赤铁矿、赤铁矿、磁黄铁矿、胶黄铁矿等为代表的含铁的氧化物、硫化物，从磁学的观点，属于磁性较强的亚铁磁性物质以及具有高矫顽力的反铁磁性物质，可以较为容易地被磁学方法加以检测，因此地球科学工作者就把采集到的湖泊、海洋、河流沉积物以及土壤、岩石、大气悬浮颗粒物等物质，在野外或实验室内人为施加以磁场，观察这些物质表现出的宏观磁学性质，获得这些物质中所含的磁性矿物的类型、含量和颗粒大小等信息。
样品的磁学特征一定程度上反映了物质来源、搬运过程、岩石风化成土过程、成岩作用、人类活动等综合信息，因而具有环境指示意义。
环境磁学即是一门以磁性测量为核心手段、磁性矿物为载体，通过分析物质的磁性矿物组合和特征，以揭示不同时空尺度的环境作用、环境过程和环境问题的边缘学科。
早在20世纪20年代，瑞典科学家古斯塔夫·伊辛（Gustav Ising）就将磁学方法运用到瑞典冰川环境中湖泊纹层沉积物的表征。
他发现春季堆积的沉积物磁性要强于冬季的沉积物，他将其归因于冰川河流水量的季节性差异，春季由于冰川融水，河流水量大增，因而能够携带更多的磁铁矿进入湖泊，以后的研究表明，磁性强弱的变化原因并非如此简单。
但环境磁学作为一门学科的形成，与英国科学家的工作更为密切。
20世纪60年代，约翰·麦克勒斯（John Mackereth）测量了英国温德米尔（Windermere）湖沉积物磁性特征，他发现该湖沉积物的天然剩磁能够记录地球磁场长期变化，因而可用于沉积物的古地磁定年，对于全新世沉积物的14C测年方法是有益的补充。
磁学基本参数
磁学中的基本物理量公式：HL=IN （全电流定律）H磁化强度；L磁路长度；I电流；N匝数μ=B/H B磁感应强度；H磁化强度（也叫磁场强度）Ф=B*S=L*I S横截面积；L电感量；I电流U=dФ/dt=L*di/dt Ф磁通量；t时间；L电感量；一、电流引出的物理量电子在导体中的定向移动，称为电流磁场是电流产生的，电流总是被磁场包围有了电流，如果周围有某种导磁材料存在，则电流产生的磁场就会对导磁材料产生一个影响力，即在材料中产生一个力。
这个力就是磁场强度（也叫磁化强度），用H表示导磁材料受到H的作用，会在内部产生磁力线（形象化表示），就是B，叫做磁感应强度相同的外加磁化强度对不同的导磁材料产生作用时，产生的B是不一样的，这就引出表征不同材料特性的物理量，磁导率μ，它表征了一种材料的导磁能力，导磁能力越强，在相同的磁化强度下，磁力线产生的越多，真空磁导率μ0=4∏×10-7H/m空气磁导率与导磁材料磁导率有很大差别，即它们之间的导磁能力不一样，也就是它们对磁的阻碍能力不一样，也即磁阻不一样磁通跟电流有相同的特性，总是喜欢走比较容易走的路，这就是磁芯会把电流产生的磁通限制在磁芯内的原因，当然肯定会有漏磁通从这点可以看出，磁导率越大，漏磁通会越小。
磁导率与单匝感量之间的关系：AL=Ф/i=B*S/I=μS/L L平均磁路长度B实际可以看做一个密度值，即磁力线的密度，因此它又叫磁通密度，相当于电学中的电流密度，磁力线的总量可以用B在面积上的积分来计算即：Ф= s Bds=BS这个磁力线的总量就是磁通量Ф它的变化速度决定了线圈产生反电势的大小电感量：单位电流产生的总磁通链，用L表示ψ=NФ=Li L=ψ/i另外，电感计算一般通过单匝感量乘以匝数的平方，L=AL*N2此公式的来源：单匝感量通过测试得出，或已知磁导率计算得出，N*N来自于单匝自感加上匝与匝之间的互感。
提示：1.电感阻止电流变化的特性实际就是阻止电感磁芯中磁通变化的特性楞次定律：感生电流总是试图维持原磁通不变2.电感储能能力We=(1/2)Li2二、实际应用中的物理量B S饱和磁通密度，磁芯达到饱和后，继续增加电流，磁通也不会再增加，此时磁芯感量为0B r剩磁，铁磁物质磁化到饱和后，有将磁场强度下降到零时，铁磁物质中残留的磁感应强度，称为剩余磁感应强度HC矫顽力，磁芯在磁化之后，即使外部磁化强度消失，磁芯内部仍会有剩磁，要把剩磁完全消掉需要施加一个反向的磁化强度，这个反向的磁化强度就是矫顽力，矫顽力的存在是磁芯产生损耗的原因之一磁致伸缩系数，表示磁致伸缩效应大小的系数，定义为物体有无磁场时的长度之差与无磁场时的长度的比值。
第一章第一节 基本磁学量
0o, H
Hr
1
4 0
2
jm cos
r3
：在从－m到＋m的位 移矢量延长线上
90o , H
H
1
4 0
jm sin
r3
：在l 的中垂面上
实际应用中，往往用电流产生磁场，并规定H 的单位在SI制中，
用1A的电流通过直导线，在距离导线r
=
1 2
米处，磁场强度即为
1A /m。
第一节 基本磁学量
常见的几种电流产生磁场的形式为：
r
ห้องสมุดไป่ตู้
1
4 0
jm r3
3
jm r r4
1
4 0
jm r3
3
jm r r5
r
H 沿r方向和沿着使θ 角增加方向的分量计算：
在球坐标系中：
er
r
e
1 r
e
1
r sin
第一节 基本磁学量
H
er
r
jm cos 4 0r 2
e
1 r
jm cos 4 0r 2
2、最大磁导率
max
1
0
B H
max
表征单位磁场强度在磁体中感生 出最大磁感应强度的能力。
3、振幅磁导率
a
1
0
Ba Ha
交变磁场中磁化。a代表振幅。
4、增量磁导率
1 0
B H
在直流磁场上再叠加一个较小 的交变磁场。
第一节 基本磁学量
5、可逆磁导率μrev
lim rev
H 0
即交变磁场趋于零时，增量磁导 率的极限即为可逆磁导率。
1、无限长载流直导线：
中国东部红土的磁性及其环境意义
中国东部红土的磁性及其环境意义
中国东部红土的磁性及其环境意义
通过中国东部红土剖面的环境磁学参数(磁化率、频率磁化率、非磁滞剩磁,饱和等温剩磁等)测量,获得了红土剖面磁性矿物浓度、粒度和类型等特性随深度的变化曲线以及红土经连二亚硫酸钠-柠檬酸钠-重碳酸钠溶液(DCB)处理后的磁性参数变化.根据红土剖面环境磁学参数及其磁参数比值的变化可将红土分为3个层段,各层段的磁性矿物特征存在明显的差异.证实了红土剖面中的磁性载体主要是磁赤铁矿、赤铁矿和针铁矿,并分离出了球粒状磁颗粒.认为红土磁性矿物的数量、粒度、类型等的变异指示了其形成时的环境特征,其频率磁化率和DCB处理的磁化率损失量指示了红土成壤化作用的强弱,可作为在红壤区研究过去全球变化的一种新途径.
作者：卢升高董瑞斌俞劲炎张卫国俞立中作者单位：卢升高,董瑞斌,俞劲炎(浙江大学环境与资源学院,杭州,310029)
张卫国,俞立中(华东师范大学河口海岸国家重点实验室,上海,200062)
刊名：地球物理学报ISTIC SCI PKU英文刊名：CHINESE JOURNAL OF GEOPHYSICS 年，卷(期)：1999 42(6) 分类号：P318 关键词：红土磁性参数磁性矿物古环境。
常用环境磁学参数及表征意义 (1)
表征意义
磁化率（质量磁化率χ或体积磁化率k）
指样品在外加弱磁场中感应磁化强度与外场磁场强度的比值。指示物质的基本磁性类型，同时又可作为样品中铁磁性及亚铁磁性矿物多寡的量度，通常以单位质量或单位体积的磁化率表示，称为质量磁化率χ或体积磁化率k。
频率磁化率（磁化率频率系数）χfd
指样品在低频（通常0.47kHz）磁场及高频（通常4.7kHz）磁场中磁化率的相对差值。即
剩磁矫顽力
测量标本的剩磁矫顽力，也就是测量将标本的SIRM减小到零，所需要的反向磁场的强度。它反映了磁性矿物的类型、颗粒和形状的变化。同SIRM参数一样，不受磁性矿物富集程度的影响。该参数为环境矿物磁学研究提供了一项快速分析一般天然磁性矿物的方法。
K比值
在环境矿物磁学研究中，经常用到SIRM与体积磁化率k的比值K,即K =S IRM /k。该比值反映了磁性矿物的类型、颗粒和形状的变化。它为环境磁学研究人员提供了一项快速检测每批样品中磁性颗粒大小和类型的有效方法。该比值较小时，则表明有顺磁性矿物存在。
χfd=(χlf-χhf)/χlf×100%。研究表明，超频磁颗粒（SP）及单畴磁性颗粒（SD）对外场频率较为敏感，因而频率磁化率基本反映了样品中SP磁性颗粒的含量。主要用来鉴定物质中细的铁磁晶粒( SP- FV )。一般当物质中χfd值为5%左右时，就说明超顺磁物质较多。
等温剩磁
IRM
样品在直流外场作用下磁化而获得的剩磁，当外加磁场增加而IRM不再增加时的剩磁称为饱和等温剩磁（SIRM），该参数既与磁性矿物类型及含量有关，又能只是出磁畴的状态。当一方面相对稳定时就能指示出另一方面的性质。
磁化率各向异性
( AMS)
岩石的磁化率实际上是随方向变化的，这就是通常所说的磁化率各向异性( AMS)。通常情况下，岩石中磁性颗粒分布主要控制其AMS特征。岩石的AMS可以作为古流动方向、岩石形变和沉积环境分析的有效方法。实际上岩石的剩余磁化强度与饱和磁化强度等磁学参数都具有各向异性。指示磁性颗粒分布。
磁性材料基本参数详解[1]
![磁性材料基本参数详解[1]](https://img.taocdn.com/s3/m/df869406a32d7375a41780d2.png)
磁性材料基本参数详解磁性是物质的基本属性之一，磁性现象与各种形式的电荷的运动相关联，物质内部电子的运动和自旋会产生一定大小的磁矩，因而产生磁性。
自然界物质按其磁性的不同可分为：顺磁性物质、抗磁性物质、铁磁性物、反铁磁性物质以及亚铁磁性物质，其中铁磁性物质和亚铁磁性物质属于强磁性物质，通常将这两类物质统称为 “ 磁性材料” 。
铁氧体颗粒料: 是已经过配料、混合、预烧、粉碎和造粒等工序，可以直接用于成形加工的铁氧体料粒。
顾客使用该料可直接压制成毛坯，经烧结、磨削后即可制成所需磁芯。
本公司生产并销售高品质的铁氧体颗粒料，品种包括功率铁氧体 JK 系列和高磁导率铁氧体 JL 系列。
锰锌铁氧体: 主要分为高稳定性、高功率、高导铁氧体材料。
它是以氧化铁、氧化锌为主要成分的复合氧化物。
其工作频率在1kHz 至10MHz 之间。
主要用着开关电源的主变压器用磁芯 . 。
随着射频通讯的迅猛发展，高电阻率、高居里温度、低温度系数、低损耗、高频特性好（高电阻率ρ、低损耗角正切 tg δ）的镍锌铁氧体得到重用，我司生产的 Ni-Zn 系列磁芯，其初始磁导率可由 10 到 2500 ，使用频率由 1KHz 到 100MHz 。
但主要应用于 1MHz 以上的频段、磁导率范围在 7-1300 之间的 EMC 领域、谐振电路以及超高频功率电路中。
磁粉芯: 磁环按材料分为五大类：即铁粉芯、铁镍钼、铁镍 50 、铁硅铝、羰基铁。
使用频率可达100KHZ ，甚至更高。
但最适合于10KHZ 以下使用。
磁场强度 H ：磁场 “ 是传递运动电荷或者电流之间相互作用的物理物 ” 。
它可以由运动电荷或者电流产生，同时场中其它运动或者电流发生力的作用。
均匀磁场中，作用在单位长磁路的磁势叫磁场强度，用 H 表示；使一个物体产生磁力线的原动力叫磁势，用 F 表示：H=NI/L, F = N I H 单位为安培 / 米（ A/m ），即 : 奥斯特 Oe ； N 为匝数； I 为电流，单位安培（ A ），磁路长度 L 单位为米（ m ）。
各磁学参数及其意义
各个参数：
低频（0.47 kHz）磁化率（χlf）和高频（4.7 kHz）磁化率（χhf）利用Bartington公司生产的MS-2型双频磁化率仪测定。
非磁滞剩磁（ARM）和等温剩磁（IRM）利用D2000交变退磁仪、MMPM10脉冲磁化仪和Minispin旋转磁力仪完成。
质量磁化率（χ）
频率磁化率(χfd，χfd％=[χlf-χhf]/ χlf×100)、
饱和等温剩磁(SIRM=IRM1000mT)、
硬剩磁（HIRM＝（SIRM+IRM-300mT）/2）、
非磁滞剩磁磁化率(χARM)
χARM/χ、χARM/SIRM、SIRM/χ
退磁参数S-100(S-100= IRM-100mT/ SIRM)和S-300(S-300= IRM-300mT/SIRM)。
各参数含义：
χ、SIRM、χfd、χARM与磁性矿物含量有关。
SIRM不受顺磁性矿物和抗磁性矿物的干扰。
χfd指示超顺磁颗粒对抗磁性矿物的多少。
HIRM通常可以反映硬剩磁。
χARM/SIRM可以指示磁性矿物颗粒的大小。
S-100和S-300 反映不完整反铁磁性矿物和亚铁磁性矿物的相对比例，值会随其中不完整反铁磁性矿物的比例增加而下降。
环境磁学参数简介
环境磁学参数简介王金海;孟军海;霍成胜;赵勇【摘要】环境磁学是20世纪80年代一门新兴的学科,是介于地球科学、环境科学及磁学的边缘科学.它通过研究磁性矿物在环境系统中的迁移、转化和组合的规律,根据物质在磁性特征上的联系及其反映在环境上的内涵,探索不同空间尺度的环境作用、环境问题和人类活动影响,揭示环境变化过程和机制.由于环境磁学具有快速、高效、经济以及对样品无破坏性等优点,近些年来得到越来越广泛的应用.但其采用的方法及涉及到的参数繁多,很容易混淆,本文简要介绍了环境磁学涉及的参数及其基本物理含义,为应用环境磁学解决气候、环境污染等问题提供参考.【期刊名称】《工程地球物理学报》【年(卷),期】2012(009)004【总页数】5页(P423-427)【关键词】环境磁学;参数;物理含义【作者】王金海;孟军海;霍成胜;赵勇【作者单位】青海省第三地质矿产勘查院,青海西宁810029;青海省第三地质矿产勘查院,青海西宁810029;青海省第三地质矿产勘查院,青海西宁810029;青海省第三地质矿产勘查院,青海西宁810029【正文语种】中文【中图分类】P631.41 引言环境磁学是最近几十年才发展起来的一门学科，它通过研究磁性载体(土壤、湖泊海洋沉积物及粉尘等)的磁学性质，得到磁性载体中磁性矿物的含量、粒度和种类，从而反演得到其中的环境信息[1～3]。
1926年Gustav Ising最先使用磁学方法研究沉积物，他通过研究瑞典一个冰湖的层状沉积物的磁化率和剩磁，发现春季形成的沉积物磁化率比其他季节高几倍。
此后就陆续有人通过层状湖沉积物的磁学性质研究地球磁场的强度和方向，但都没有成功。
Koenigsberger(1938), Thellier(1938)和Nagata(1943)尝试了解火山岩在自然界中磁化的过程，Nagata于1953年出版Rock Magnetism，标志这一学科的诞生。
1949年，Neel理论的提出，奠定了岩石磁学的理论基础。
简述磁学参数在城市土壤重金属污染监测中的应用
简述磁学参数在城市土壤重金属污染监测中的应用【摘要】环境污染问题越来越受到人们关注，重金属与人类健康息息相关。
化学方法检测重金属浪费大量的时间和精力，而磁学方法能够迅速简捷的完成污染检测工作。
环境磁学在古环境重建、环境治理方面已有长足的发展。
应用范围广泛，涉及岩石、土壤、河湖沉积物和海洋大陆架。
在古地磁之外，土壤磁学研究日渐成熟，磁测工具使人们能够快速获得相关参数。
简述了磁学参数和重金属的相关知识，分析了磁性颗粒和重金属之间的关系，探寻建立磁诊断的基本方法。
在大城市中，磁测工作如雨后春笋般出现，大城市土壤重金属污染的磁学研究已有一段历史。
环境磁学作为一门新兴边缘学科，顺应了人们的需求，在环境污染监测方面具有可观的发展前景。
【关键词】磁学参数；重金属；环境污染；相关分析Some Applicationa of Magnetic Parameters on Heavy Metal Pollution Monitoring in CitiesKONG Wei-han1 LI Yong-hua2（1.College of City and Environment Sciences，Liaoning Normal University，Dalian Liaoning 116029；2. Liaoning Key Laboratory of Physical Geography and Geomatics，Liaoning Normal University，Dalian Liaoning 116029）【Abstract】People pay more and more attention to the question of environmental pollution. Heavy metals is closely related to people’s health. Chemical detection of heavy metal waste a lot of time and energy，and simplicity of magnetism method can rapidly complete the monitoring. Environmental magnetism has been greatly developed in paleoenvironment reconstruction and environmental governance. Application scope is widespread，involves rocks，soil，sediments of lakes and the continental shelf. Besides the paleomagnetism，soil magnetism increasingly matured，magnetic measurement enable people to get related parameters quickly. It introduces the related knowledge of magnetic parameters and heavy metals，and analyzes the relationship between magnetic particles and heavy metals to explore the basic method to establish magnetic diagnosis. Magnetical survey sprung up in big cities of China，It reviews the magnetical research history of heavy metal pollution of soil in big cities of China. Environmental magnetism is a new subject，adapt to the demands of people，which have considerable development foreground in environmental pollution monitoring.【Key words】Magnetic parameters；Heavy metal；Environmental pollution；Correlation analysis环境磁学是介于地理学、磁学和环境科学之间的边缘学科，自问世30多年以来发展迅速，磁学手段简便易行，又不失准确率，在环境演变研究中发挥重要作用。
环境磁测量实验报告
实验名称：环境磁测量实验实验日期：2023年3月15日实验地点：XX大学地球物理实验室一、实验目的1. 了解环境磁测量的基本原理和方法。
2. 掌握磁化率、磁化强度等基本磁学参数的测量技术。
3. 分析环境磁学参数在地质、环境、考古等领域的应用。
二、实验原理环境磁测量是研究地球表面及其附近区域磁性物质分布、磁化强度和磁性结构的一种方法。
实验中，利用磁化率、磁化强度等参数来描述磁性物质的性质。
实验原理如下：1. 磁化率（χ）：磁化率是描述磁性物质在外部磁场作用下磁化程度的物理量。
其定义为：χ = M/H，其中M为磁化强度，H为外部磁场强度。
2. 磁化强度（M）：磁化强度是描述磁性物质在外部磁场作用下所获得的磁矩总和。
其定义为：M = (m1 + m2 + ... + mn) / n，其中m1、m2、...、mn为各磁性物质的磁矩，n为磁性物质的个数。
三、实验仪器与设备1. 磁化率仪：用于测量磁性物质的磁化率。
2. 磁化强度仪：用于测量磁性物质的磁化强度。
3. 样品盒：用于放置磁性物质样品。
4. 磁场发生器：用于产生外部磁场。
5. 数据采集器：用于采集实验数据。
四、实验步骤1. 样品准备：选取适量磁性物质样品，将其放置在样品盒中。
2. 磁化率测量：将样品盒放置在磁化率仪上，调整外部磁场强度，记录磁化率数据。
3. 磁化强度测量：将样品盒放置在磁化强度仪上，调整外部磁场强度，记录磁化强度数据。
4. 数据分析：对采集到的磁化率和磁化强度数据进行处理，分析样品的磁性特征。
五、实验结果与分析1. 磁化率测量结果：根据实验数据，计算出样品的磁化率χ。
分析样品磁化率与磁性物质的关系。
2. 磁化强度测量结果：根据实验数据，计算出样品的磁化强度M。
分析样品磁化强度与磁性物质的关系。
3. 磁学参数应用分析：结合地质、环境、考古等领域的研究，分析磁学参数在实际应用中的价值。
六、实验总结1. 本实验通过磁化率、磁化强度等参数的测量，成功掌握了环境磁测量的基本原理和方法。
武昌地区街道尘埃磁学特征及其对环境污染的指示意义
武昌地区街道尘埃磁学特征及其对环境污染的指示意义的报告，
600字
武昌地区街道尘埃是环境污染的重要来源，其中污染物如重金属、有机化合物等都会对人体与环境造成危害。
为了解街道尘埃中含有的污染物，研究者们开展了武昌地区街道尘埃磁学特征的研究。
该研究结果表明，武昌地区街道尘埃中含有大量的重金属，其中铅、锰、铬、砷和铜最为常见。
使用磁学法可以准确测定这些特性重金属离子的含量，从而有效地判断尘埃中重金属的浓度。
同时可以从磁学特征中获得其他有机物的质量及其组成，例如多环芳烃（PAHs）。
磁学特征可以有效诊断环境污染水平，其对街道尘埃环境污染的指示意义非常重要。
虽然街道尘埃污染存在着复杂的影响因素，但是研究者们通过研究发现，街道尘埃的磁学特征与气象条件（温度、湿度、风速、风向）有着密切的关系。
由此可以看出，武昌地区街道尘埃的磁学特征可以为环境污染的检测与管理提供有效指示意义，借助磁学分析可以获得尘埃污染物的组成、浓度等信息，进而对相关污染特征有更深入了解，有助于加强尘埃污染物的治理与管理。
总之，武昌地区街道尘埃含有多种污染物，其磁学特征可以提供有效的指示意义，有助于环境污染的识别、检测和管理。
因此，对街道尘埃磁学特征的研究将有助于更好地控制和管理环境污染。
环境磁学参数简介
ｏｒ１ ｒ — ｓ ａ ｅ ｎｖ ｒ ｎｍｅ ａ ｆｅ ｔａ ｒ ｌ ｍｓ，ａ ｌｏ ｔ ｆ ｅ ｔｏ ｕｍａ ｃ ｉ ｉｉｓ ａ ｇｅ ｃ ｌ ｄ ｅ ｉｏ ｎｔ ｌｅ ｆ ｃ ｎｄ ｐ ｏｂ ｅ ｎｄ ａ ｓ ｈｅ ｅ ｆ ｃ ｆ ｈ ｎ ａ ｔｖ ｔｅ ｏｎ ｔ ｅ ｅ ｉｏ ｈ ｎｖ ｒ ｎｍｅ ．Ｉ ｃ ｍ ｅ ｎｔ ｔｂｅ ｏ ｓｍｏｒ ｎ ｒ ｐｕ ａ ｅ ｅ ｌ ｃ ｕ ｅ ｉ ｉ ａ ｔ ｆｅ ｔｖ ｅ ａ ｄ ｍｏ ｅｐｏ ｌ ｒ ｒ ｃ ｎｔｙ ｂｅ ａ ｓ ｔ ｓ ｆ ｓ ，ｅ ｆ ｃ ｉ ｅ
ｎ ｔｏ ｆｍ ａ ｎｅ ｉ ｎｅ ａ ｓｉ ｎｖ ｒ ｎｍｅ ｔ ｌｓ ｓ ｅ ｓ Ｂａ ｅ ｎ ｔ ｇ ｔｃ ｐ ｏｐ ｒ ｉｓ ｏ ａ ｉ ｎ ｏ ｇ ｔｃ ｍｉ ｒ ｌ ｎ ｅ ｉｏ ｎ ａ ｙ ｔ ｍ ． ｓ ｄ ｏ ｈｅ ｍａ ｎｅ ｉ ｒ ｅ ｔｅ ｆ
摘 要 ： 环境磁学 是 ２ 世纪 ８ 年代 一门新兴的学科 ， 于地球科学 、 ｏ ｏ 是介 环境科学及磁学 的边缘科学 。它通
过 研 究 磁 性 矿 物在 环境 系 统 中 的 迁 移 、 化 和组 合 的 规 律 ， 据 物 质 在 磁 性 特 征 上 的 联 系 及 其 反 映 在 环 境 上 转 根 的 内涵 ， 索 不 同 空 间 尺 度 的 环 境 作 用 、 境 问 题 和 人 类 活 动 影 响 ， 示 环 境 变 化 过 程 和 机 制 。 由于 环 境 磁 学 探 环 揭
Ａｂ ｔａ ｔ ｓｒ ｃ ：Ｅｎｖ ｒ ｎｍ ｅ ａ ａ ｅ ｉｍ ｓａ ｒ ｌ ｔｖ ｌ ｗ ｃｅ ｅ ｂｏ ｎ ｉ ８ ． Ｉ ｒ ｗ ｕｔｏ ｉｏ ｎｔ ｌｍ ｇｎ ｔｓ ｉ ｅ ａ ｉ ｅ ｙ ｎｅ ｓ ｉｎｃ ｒ ｎ １ ０ｓ ｔｇ ｅ ｏ ｆ ９
磁学基本参数
磁学中的基本物理量公式：HL=IN （全电流定律）H磁化强度；L磁路长度；I电流；N匝数μ=B/H B磁感应强度；H磁化强度（也叫磁场强度）Ф=B*S=L*I S横截面积；L电感量；I电流U=dФ/dt=L*di/dt Ф磁通量；t时间；L电感量；一、电流引出的物理量电子在导体中的定向移动，称为电流磁场是电流产生的，电流总是被磁场包围有了电流，如果周围有某种导磁材料存在，则电流产生的磁场就会对导磁材料产生一个影响力，即在材料中产生一个力。
这个力就是磁场强度（也叫磁化强度），用H表示导磁材料受到H的作用，会在内部产生磁力线（形象化表示），就是B，叫做磁感应强度相同的外加磁化强度对不同的导磁材料产生作用时，产生的B是不一样的，这就引出表征不同材料特性的物理量，磁导率μ，它表征了一种材料的导磁能力，导磁能力越强，在相同的磁化强度下，磁力线产生的越多，真空磁导率μ0=4∏×10-7H/m空气磁导率与导磁材料磁导率有很大差别，即它们之间的导磁能力不一样，也就是它们对磁的阻碍能力不一样，也即磁阻不一样磁通跟电流有相同的特性，总是喜欢走比较容易走的路，这就是磁芯会把电流产生的磁通限制在磁芯内的原因，当然肯定会有漏磁通从这点可以看出，磁导率越大，漏磁通会越小。
磁导率与单匝感量之间的关系：AL=Ф/i=B*S/I=μS/L L平均磁路长度B实际可以看做一个密度值，即磁力线的密度，因此它又叫磁通密度，相当于电学中的电流密度，磁力线的总量可以用B在面积上的积分来计算即：Ф= s Bds=BS这个磁力线的总量就是磁通量Ф它的变化速度决定了线圈产生反电势的大小电感量：单位电流产生的总磁通链，用L表示ψ=NФ=Li L=ψ/i另外，电感计算一般通过单匝感量乘以匝数的平方，L=AL*N2此公式的来源：单匝感量通过测试得出，或已知磁导率计算得出，N*N来自于单匝自感加上匝与匝之间的互感。
提示：1.电感阻止电流变化的特性实际就是阻止电感磁芯中磁通变化的特性楞次定律：感生电流总是试图维持原磁通不变2.电感储能能力We=(1/2)Li2二、实际应用中的物理量B S饱和磁通密度，磁芯达到饱和后，继续增加电流，磁通也不会再增加，此时磁芯感量为0B r剩磁，铁磁物质磁化到饱和后，有将磁场强度下降到零时，铁磁物质中残留的磁感应强度，称为剩余磁感应强度HC矫顽力，磁芯在磁化之后，即使外部磁化强度消失，磁芯内部仍会有剩磁，要把剩磁完全消掉需要施加一个反向的磁化强度，这个反向的磁化强度就是矫顽力，矫顽力的存在是磁芯产生损耗的原因之一磁致伸缩系数，表示磁致伸缩效应大小的系数，定义为物体有无磁场时的长度之差与无磁场时的长度的比值。
磁学参数,物理性质的介绍,精品
磁距的产生：带电粒子的运动产生电流，环电流产生磁距（磁偶极距），磁距和磁偶极距是表征物质磁性强弱和方向的基本物理量。
磁偶极子：一个磁性强弱能够用无限小的回路电流所表示的小磁体。
磁化强度M（或I）：单位体积物质内具有的磁距矢量和。
单位：A/m磁极化强度J：单位体积物质内具有的磁偶极距矢量和。
单位：Wb/m2磁场强度H：描述磁极周围空间或电流周围空间任意一点磁场作用大小的物理量。
单位A/m 磁感应强度B：物质内单位面积中通过的磁力线数，是描述磁极周围任一点磁场力大小，或磁极周围磁场效应的物理量。
单位：特斯拉T磁化率x：单位磁场强度H在单位磁体中所感生出的磁化强度M大小的物理量。
X大，物质易被磁化，x小，物质难被磁化。
磁导率μ：单位磁场强度H在物质中所感生出的磁感应强度B大小的物理量。
绝对磁导率：μ=μ0（1+x）相对磁导率：μ=1+x抗（顺）磁性：在原子系统中，在外磁场作用下，感生出与磁场方向相反（相同）的磁距现象。
Tp：顺磁性居里点。
（抗磁性存在于一切物质中）反铁磁性：若交换积分A为负值时，原子磁距取反向平行排列；当相邻原子的磁距相等，则相互抵消，使自发磁化强度趋于零，称为反铁磁性。
超交换作用：反铁磁性物质内磁性离子间的交换作用是通过隔在中间的非磁性离子为媒介来实现的，故称为超交换作用。
自发磁化：指一些物质在无外力磁场作用下，温度低于某一定温度时，其内部原子磁距自发地有序排列的现象。
磁畴：自发磁化是按区域分布的，各个自发磁化的区域称为磁畴。
磁各向异性：沿磁体不同方向磁化到相同状态，所需要的磁场能大小不同的性质。
磁各向异性能：沿磁体不同方向，从退磁状态磁化到饱和状态，磁化场对磁体磁化过程所作的功的大小不同。
易磁化反向：沿磁体不同方向，磁化到饱和状态，所需要的磁场能最小的方向，称为易磁化方向。
静磁能：磁体在磁场中具有的能量称为静磁能。
包括磁场能和退磁能。
退磁场：处在外磁场H中的有限几何形状的磁体在其表面上会出现磁极，表面磁极使磁体内部存在与磁化强度M方向相反的一种磁场Hd起着减退磁化作用故称为退磁场。
黄土高原东南缘黄土_古土壤序列的环境磁学结果及其古气候意义
论文第51卷第13期 2006年7月黄土高原东南缘黄土-古土壤序列的环境磁学结果及其古气候意义王喜生①*杨振宇②① Reidar Løvlie③裴军令①孙知明①(①中国地质科学院地质力学研究所, 北京 100081; ②南京大学地球科学系, 南京 210093; ③Department of Earth Science, University of Bergen, N-5007 Bergen, Norway. *联系人, E-mail: xishengwang@)摘要对黄土高原东南缘三门峡地区曹村黄土剖面L1~L13(时间跨度约1 Ma)的环境磁学研究表明: (1) 质量磁化率(χ)、饱和等温剩磁(SIRM)和非磁滞剩磁(ARM)等及其组合磁参数均呈明显的线性相关关系.由于超顺磁(SP)磁性颗粒对磁化率贡献最大而对剩磁(包括ARM和IRM)没有贡献, 因而这种线性关系意味着古土壤中由成土作用形成的磁性颗粒仍主要以相对偏细的单畴颗粒(SSD)为主, 而前人所认为的SP颗粒对磁化率的贡献可能被高估了; (2) 曹村剖面的磁粒度参数χARM/χ与黄土高原腹地典型黄土剖面的中值粒径曲线表现出很好的相似性, 在某种程度上反映了χARM/χ可以表征黄土-古土壤序列磁性颗粒的粒径相对变化; (3) 磁组分参数S-ratio和HIRM测试结果表明, 在由成土作用形成的低矫顽力强磁性矿物含量显著增加的同时, 高矫顽力的弱磁性赤铁矿/针铁矿的绝对含量也相应增加.关键词三门峡黄土-古土壤序列磁化率古气候中值粒径目前, 虽然对中国黄土-古土壤序列中古土壤磁化率增强的土壤成因模式已被广泛接受[1], 然而在由成土作用形成的超顺磁(SP)颗粒对磁化率的贡献以及磁化率如何记录古气候变化等问题上还没有达成广泛的一致[2~5]. Maher和Thompson[6]通过等温剩磁和非磁滞剩磁分析, 并与合成的磁性矿物对比, 用多重回归分析方法得出古土壤中磁铁矿的含量是黄土的两倍, 并认为至少90%的古土壤与黄土磁化率的差异是由于SP磁铁矿颗粒含量的不同所造成. Banerjee和Hunt[7]则利用低温剩磁测量技术估算出在15 K时由SP磁铁矿携带的剩磁对古土壤的贡献约占剩磁总量的75%, 而黄土仅占20%. 然而, Han和Jiang[8]通过对不同粒径范围内黄土颗粒的磁化率估算, 则认为SP磁性颗粒对古土壤磁化率的贡献不足3%. 最近, Liu等[9~11]对西部黄土高原黄土-古土壤序列的磁性颗粒粒度大小、分布和古土壤磁化率增强机制等开展了一系列卓有成效的岩石磁学研究, 对由成土作用形成的SP颗粒对古土壤磁化率增强的绝对重要性提出质疑, 认为由成土作用形成的SD磁性颗粒对古土壤磁化率的贡献至少在50%以上, 而且对磁化率增强起决定性作用的细粒磁性颗粒具有固定的粒径分布.由于磁化率是磁性矿物的种类、含量和颗粒大小的综合反映, 其值受源区物质的差异性、成壤期气候条件和降雨量及成土作用持续的时间等诸多因素的控制和影响[12~15]. 而饱和等温剩磁(SIRM)、非磁滞剩磁(ARM)、频率磁化率(χfd%)等及其组合参数对不同粒径范围内磁性矿物含量和粒度的相对变化反应更为灵敏[9,11,15,16]. 为此, 本文选择黄土高原上记录东亚夏季风最灵敏、成土作用最强的黄土高原东南缘三门峡地区的黄土-古土壤序列为研究对象, 通过多参数环境磁学指标来深入分析该区黄土-古土壤磁性颗粒的含量和粒度变化特征, 尝试建立1 Ma以来黄土高原东南缘黄土-古土壤序列环境磁学方面独立的古气候替代性指标, 并对古土壤磁化率增强机制作尝试性探讨.1采样与测试研究剖面位于三门峡市陕县张汴乡东南约1 km 的曹村东侧, 地理坐标34°38’N, 111°09’E. 剖面总厚度为153 m, 包括上部完整的33个黄土层和32个古土壤层(厚度为145 m)和8 m厚的红黏土(未见底). 本次研究从剖面上部的L1~L13(厚为71 m)以10 cm间距采集8 cm × 8 cm × (5~8) cm古地磁大样, 对可能出现的地磁极性转换处(L8~S8和L10~L13)进行了连续取样. 在室内, 对间距为10 cm的样品加工为2 cm × 2 cm ×2 cm的立方体试样, 并在每一层面上获得3块平行样. 对第一套样品的高分辨率古地磁研究已表明: 布容/松山极性转换界线位于S8的顶部, 贾拉米洛正极性亚时的顶、底界分别位于S10和L13的顶部[17].第51卷 第13期 2006年7月论 文本文选择曹村黄土剖面的第二套样品进行低场磁化率(χ)、频率磁化率(χfd %)非磁滞剩磁(ARM)和饱和等温剩磁(SIRM 2T )等环境磁参数测试分析. χ和χfd %由Bartington MS2B 双频磁化率仪完成, 再由频率为160 Hz 的2G 交变场退磁仪施加最大值为100 mT 的交流场和0.1 mT 的直流场来获得ARM. SIRM 2T 由Redcliffe 脉冲磁力仪在垂直于ARM 方向上加2T 直流场获得. 之后由Solenoid 在SIRM 反方向分别加100和300 mT 的直流场来获得IRM −0.1T 和IRM −0.3T . 所有样品的ARM 和IRM 利用Digico 旋转磁力仪完成. 在此基础上计算出HIRM=1/2(SIRM+IRM −0.3T ), S −0.1= -IRM −0.1T /SIRM, S −0.3= −IRM −0.3T /SIRM, S Bloemental = (1−IRM −0.3T /SIRM)/2, χARM /χ和ARM/SIRM 等比值. 此外, 还对部分样品的ARM 和SIRM 进行了系统的交变退磁, 试图通过不同种类剩磁的矫顽力谱线特征来分析其磁性载体类型.2 磁参数的线性相关分析以上测得的磁学参数总体上呈线性正相关关系(图1), 主要反映了黄土-古土壤中强磁性磁铁矿/磁赤铁矿的含量变化特征. 其中χ和ARM 的线性相关系数R 2达0.975(图1(a)). 这种明显的正相关关系可以理解为两种磁成分的叠加, 即原生黄土组分(背景组分)和风化/成土成分(磁增强组分)的相互消长关系[9]. 随风化/成土作用的增加, χ和ARM 同时线性增加, 因而二者拟合直线的斜率反映了不同粒径范围内磁性颗粒对χ和ARM 贡献的综合反映, 而其在χ轴上的截距χ0则可能趋近于未经风化原生黄土的磁化率值[9]. 曹村剖面的χ0值为1.495×10−7 m 3/kg, 与最近报道的九洲台、塬堡和宜川等剖面的马兰黄土(L1)和末次间冰期古土壤(S1)的χ0值(分别为 1.505×10−7, 1.585× 10−7和1.898×10−7 m 3/kg)[9]非常接近, 可能反映图 1 曹村黄土剖面各种磁学参数的线性关系图论 文第51卷 第13期 2006年7月了黄土高原上不同地区发育的黄土具共同的物源区.χ和SIRM 的线性相关系数R 2为0.96(图1(b)), 略低于χ和ARM 的相关系数0.975. 一般来说, χ主要反映铁磁性矿物的含量变化, ARM 仅对粒度较细的SD 强磁性颗粒更灵敏, 而SIRM 则不仅有低矫顽力磁铁矿/磁赤铁矿的贡献, 还可能包含了部分高矫顽力的赤铁矿. 特别是当样品中磁铁矿和赤铁矿共存时, 强场下获得的SIRM 比低场获得的χ和ARM 对赤铁矿的含量变化更灵敏. 对该剖面部分黄土/古土壤样品的ARM 和SIRM 交变退磁结果显示: 经80 mT 的交变退磁, 黄土样品的ARM 可衰减到5%以内, 而古土壤可衰减到2%以内; 几乎所有黄土和古土壤样品的SIRM 2T 经200 mT 交变退磁仍保留10%以上, 部分黄土样品甚至达15%以上(图2). 可见, 弱场ARM 并未饱和高矫顽力的赤铁矿, 而强场SIRM 的交变退磁结果明确指示了黄土/古土壤中存在高矫顽力赤铁矿, 而且其对黄土剩磁的相对贡献要大于古土壤. 因而,χ-ARM 比χ-SIRM 和ARM-SIRM 更好的线性相关关系反映了χ和ARM 的主要磁性载体是磁铁矿/磁赤铁矿,而SIRM 则可能同时反映了铁磁性磁铁矿/磁赤铁矿和部分反铁磁性赤铁矿含量的变化. 此外, 图1(b)也明确表明, 当χ趋近于零时, 黄土样品仍具一定的SIRM, 这也说明赤铁矿对黄土SIRM 的贡献不容忽略. 当χ值增大时, SIRM 值也随之线性增加. 但当χ值达一定数值(>200×10−8m 3/kg)时, 随χ的继续增加, SIRM 缓慢增加或基本保持不变, 导致二者拟合的直线斜率明显增大(图1(b)). 从理论上来讲, 当磁性颗粒在SP 范围时, 磁化率显著增加, 而SP 颗粒对SIRM 的贡献为零. 因而图1(b)中χ>200×10−8 m 3/kg 时SIRM 和χ拟合直线斜率的明显增大反映了样品中由成土作用形成的SP 颗粒显著增加.3 1 Ma 以来曹村剖面黄土-古土壤序列的环境磁学特征图3为曹村剖面L1~L13的环境磁学参数随深度变化曲线, 所有磁学参数的峰/谷基本完全对应, 反映了第四纪以来的冰期-间冰期旋回中, 受东亚季风系统所控制的风尘堆积黄土的磁性颗粒的含量、种类和粒度的周期性变化规律[1,12,15]. 在以黄土堆积为主的气候干冷期, χ, χARM 和SIRM 较小; 而在古土壤发育的温暖湿润期, 以上参数明显增大. 由于χ, χARM 和SIRM 主要反映铁磁性矿物种类和含量的变化, 因图 2 代表性古土壤和黄土代表性样品的非磁滞剩磁ARM ((a), (b))和饱和等温剩磁SIRM 2T ((c), (d))交变退磁结果第51卷第13期 2006年7月论 文图 3 曹村黄土剖面L1~L13的磁学参数随深度变化图而以上变化特征清晰地表明在古土壤相对发育的时期强磁性矿物含量的显著增加. 此外, 虽然在同一层位上SIRM 比χARM 强度要大得多, 但就整个剖面而言,χARM 比SIRM 变化幅度更大, 尤其是发育程度较好的S4和S5古土壤层具有异常高的χARM 值(图3). 由于ARM 比SIRM 对细粒的磁性颗粒更灵敏, 因而这一变化特征明显反映了在暖湿气候条件下形成的古土壤不仅强磁性颗粒含量的增加, 同时也说明其中的磁性颗粒粒度相对变细的特点.磁粒度参数χARM /χ和ARM/SIRM 也表现出与χ,χARM 及SIRM 类似的变化规律. ARM/SIRM 主要反映粒径大于SP 的铁磁质磁性矿物的粒度变化, 其值与磁性颗粒的粒度成反比. 图3所示的曹村剖面L1~L13的ARM/SIRM 变化特征与近年来对典型黄土剖面的高分辨率粒度分析结果所指示的古土壤比黄土粒度细的特点相吻合[18~21]. 与ARM/SIRM 和其他磁学参数所表现出的S5特征的峰值相比, 代表极端暖湿气候S5的χARM /χ峰值并不明显, 甚至低于土壤化程度比其低的S6, S7和S8. 这可能是由于土壤化程度最高的S5经强烈的成土作用从而导致SP 颗粒大量生成的结果. 由于SP 颗粒对χ贡献最大而对 ARM 的贡献为零, 因而χARM /χ比值减小. 然而从黄土高原腹地典型剖面—泾川剖面和渭南剖面的粒度指标随深度变化曲线来看(图4), 虽然在黄土高原上S6的古土壤发育程度明显弱于代表极端湿热气候的S5复合古土壤, 但S6的粒度与S5相比并没有明显变粗[21]. 在渭南剖面, S6的粒度不仅细于古土壤发育更好的S2和S3, 甚至比S5还细[22]. 因而我们也不能排除χARM /χ真实地反映了磁性颗粒粒度变化趋势的可能性. 也就是说, S5低的χARM /χ值可能并不归结于SP 颗粒的大量补偿.4 讨论和结论从理论上来讲, SD 颗粒的ARM 值最大, MD 和PSD 颗粒的ARM 值较低; 而SP 颗粒尽管具有大的χ和χfd %值, 但其不携带任何形式的剩磁(包括ARM 和IRM)[23]. 由于ARM 对SD 颗粒最灵敏, 因而被广为用来检测样品中SD 颗粒的含量[9,11,24,25]. 按照中国黄土-古土壤序列中古土壤磁化率明显高于黄土的特点, Zhou 等人[1]提出了古土壤磁化率增强的成土作用模式, 认为古土壤磁化率的显著增加主要是间冰期内论 文第51卷 第13期 2006年7月图 4 渭南剖面(<2 µm/>10 µm)%粒度参数曲线[22]、泾川剖面中值粒径曲线[21]、曹村剖面χARM /χ和磁化率曲线、洛川剖面磁化率曲线[33]和ODP 677氧同位素曲线[34]对比结果的气候适宜期形成大量次生的SP 磁性矿物的结果.然而, 如图1所示, ARM-SIRM, ARM-χ和SIRM-χ均呈明显的线性相关关系, 并没有表现出χ增强时ARM 和SIRM 保持不变的情形. 可见, 即使就土壤化程度明显高于黄土高原腹地的曹村黄土而言, 虽然古土壤磁粒度较细, 但仍主要以相对偏细的单畴(SSD)亚铁磁性颗粒为主. 虽然曹村剖面的古土壤也表现出χfd %明显高于黄土的特点(图3), 而且χfd %也被广为用来指示SP 颗粒的含量. 但χfd %最大的缺陷是不能有效区分这些细磁性颗粒是SSD 还是SP, 尽管其高值总体上反映了磁性颗粒接近SP/SD 临界区间的特点. 此外, 近年来的研究也表明, χfd %值的大小可能是SP 与SD 磁性颗粒粒度分布范围的反映, 即高的χfd %值意味着SP 与SD 磁性颗粒具较窄的粒度分布范围, 而非SP 颗粒含量的增加[26,27]. 值得注意的是, Liu 等[10,11]对西部黄土高原的塬堡剖面细致的岩石磁学研究也充分表明: SD 磁性颗粒是ARM 的主要携带者; 对于中等发育程度的古土壤(χ<10×10−7m 3/kg),稳定的SD 颗粒对χ的贡献要大于SP 颗粒; 而对于发育更成熟的古土壤(χ>10×10−7~12×10−7 m 3/kg), 与成土作用有关的PSD 颗粒对磁化率的贡献显著增加. 由此可见, 先前认为的由成土作用形成的SP 颗粒对古土壤χ的贡献可能被高估了.S -ratio(包括S −0.3T 和S −0.1T )主要用来衡量磁铁矿/磁赤铁矿和赤铁矿/针铁矿的相对含量[28~30]. 如果S 为1, 表明完全为磁铁矿/磁赤铁矿; 而S 值的降低则表明高矫顽力磁性矿物的影响在增加. 通常用HIRM=1/2(SIRM+IRM −0.3T )来表征高矫顽力矿物(赤铁矿/针铁矿)的含量变化. 由于高矫顽力铁氧化物与强磁性的磁铁矿/磁赤铁矿相比对磁化率和剩磁的贡献要小得多, 因而S -ratio 和HIRM 的结合使用可更客观地反映高矫顽力矿物的相对和绝对变化. 图5表明, 在古土壤发育时期, 在低矫顽力强磁性矿物含量显著增加的同时, 高矫顽力的弱磁性赤铁矿/针铁矿的绝对含量也增加. 最近, Balsam 等[31]通过紫外-可见-近红外反射光谱方法对洛川和灵台剖面的研究也表明, 赤铁矿和针铁矿的含量与磁化率呈明显的正相关关系[31,32]. 本次研究结果为紫外-可见-近红外反射光谱这一快速测量土壤中铁氧化物矿物含量方法的可靠性提供了重要佐证. 可见, 成土作用不仅会导致对古土壤磁性显著增强的磁铁矿及其氧化产物磁赤铁矿含量的增加, 而且诱导了弱磁性铁氧化物(赤铁矿和针铁矿)含量的增加. 而古土壤中这些次生的弱磁性铁氧化物极有可能是在间冰期风化成壤过程中由不稳定硅酸盐矿物(如辉石、黑云母、绿泥石等)分解所形成[15].图4显示, 曹村剖面与洛川经典剖面[33]的磁化率第51卷第13期 2006年7月论 文图 5 曹村黄土剖面的S -ratio 与HIRM 随深度变化图曲线特征表现出较好的一致性, 在局部层位次一级的磁化率峰值甚至比洛川剖面更明显. 特别值得注意的是, 曹村剖面“上粉砂层”L9中部的弱发育古土壤层L9SS1的磁化率曲线与洛川剖面相比显著得多, 其峰值大小达97.1×10−8 m 3/kg, 甚至可与S7和S8相比. 因此, 一种可能的情形是, L9并不代表一个完整的极端气候干冷期, 在L9堆积的中期仍存在一个短暂的气候适宜期. 在这一气候适宜期, 东亚夏季风并没有延伸到黄土高原的腹地, 而位于黄土高原东南缘的三门峡地区黄土则清晰地记录了这一短暂的气候适宜期. 可见, 三门峡地区黄土与黄土高原中部和南部的典型剖面相比既有相似性又有自身的特色, 是黄土高原上记录东亚夏季风最灵敏的地区之一.图4的深海氧同位素曲线不仅明确指示了第四纪以来的冰期-间冰期多旋回特征[34], 更重要的是第四纪以来气候总体上变冷的趋势[35]. 然而, 中国黄土的χ, χARM 和SIRM 等磁学参数并没有这种长周期变化趋势. 虽然黄土-古土壤的粒径与磁化率总体上也具一定的正相关关系, 但从大的时间尺度上来看, 粒度参数遵循深海氧同位素所指示的第四纪以来气候变冷的总体趋势(图4). 自0.78 Ma (布容/松山极性转换界线)以来, 曹村剖面的χARM /χ值也具有这一趋势, 而且曹村剖面的χARM /χ与泾川剖面的中值粒径曲线无论从峰-谷变化特征还是总体趋势都表现出很好的相似性. 虽然目前还没有曹村剖面的粒度分析结果, 但二者之间极好的相似性在某种程度上可能反映了χARM /χ可以用来指示黄土-古土壤序列的磁性颗粒粒度变化特征. 最近, Deng 等[16]对陕西交道黄土剖面CBD 处理前后的χ/χARM 都记录了第四纪以来磁粒度的逐渐变粗和冬季风阶段性增强的趋势, 而且经CBD 处理后的χARM /SIRM 和SIRM/χ使得这一趋势更为明显. 从这一点上来讲, 用黄土(磁)粒度指标来反映大尺度的气候环境变迁似乎比磁化率更具优势. 古气候学研究显示: 自0.9 Ma 以来, 气候主导周期从以地轴倾斜度占主导的41 ka 周期逐渐转变为以偏心率占主导的100 ka 周期[36~38], 而S5恰是在中更新世气候转型的过渡期(922~641 ka)之后形成的[39]. S5标志性的多元古土壤特征和高的磁化率及其后形成的所有古土壤层磁化率值明显增大的特点可能反映了随气候主导周期和北半球冰量韵律的变化而诱导的磁化率等古气候替代性指标的幅度和规模的变化. 在以100 ka 为主导的气候周期内, 比中更新世气候转型期更显著的太阳辐射峰值[36]可分别对应磁化率论文第51卷第13期 2006年7月明显增强的S5及其后形成的各个古土壤层. 因而, 中国黄土的粒度与磁化率总体变化趋势的不一致性可能反映了不同的黄土堆积期黄土粉尘源区的变化性, 但由气候主导周期的变化而诱导的全球冰量韵律变化及不同间冰期内温湿的气候条件、降雨量以及土壤化作用所持续时间等方面的差异可能是导致中国黄土中更新世以来(磁)粒度与磁化率总体变化趋势不协调的更重要原因.致谢感谢刘青松博士与另一名审稿专家对本文的许多建设性建议和修改意见. 本工作受国家自然科学基金项目(批准号: 40202018)、国家人事部留学人员择优资助“优秀类”项目、中国地质调查局地质调查项目(批准号: 200413000035)和中国地质科学院重点开放实验室专项资金资助项目联合资助.参考文献1 Zhou L P, Oldfield F, Wintle A G, et al. Partly pedogenic origin ofmagnetic variations in Chinese loess. Nature, 1990, 346: 737—7392 Forster T, Heller F. Magnetic enhancement paths in loess sedi-ments from Tajikistan, China and Hungary. Geophys Res Lett, 1997, 24: 17—203 Guo Z T, Biscaye P, Weil Y, et al. Summer monsoon variation overthe last 1.2 Ma from the weathering of loess-soil sequences in China. Geophys Res Lett, 1999, 27: 1751—17544 Guo Z T, Liu T S, Fedoroff N, et al. Climate extremes in loess ofChina coupled with the strength of deep-water formation in north Atlantic. Glob Planet Change, 1998, 18: 113—1285 Sun J M, Liu T S. Multiple origins and interpretations of the mag-netic susceptibility signal in Chinese wind-blown sediments. Earth Planet Sci Lett, 2000, 180: 287—2966 Maher B A, Thompson R. Paleoclimatic significance of the min-eral magnetic record of the Chinese loess and paleosols. Quat Res, 1992, 37: 155—1707 Banerjee S K, Hunt C P. Separation of local signals from the re-gional paleomonsoon record of the Chinese loess plateau: A rock magnetic approach. Geophys Res Lett, 1993, 20: 843—8468 Han J M, Jiang W Y. Particle size contribution to bulk magneticsusceptibility in Chinese loess and paleosol. Quat Int, 1999, 62: 103—1109 Liu Q S, Banerjee S K, Jackson M J, et al. Grain sizes of suscepti-bility and anhysteretic remanent magnetization carriers in Chinese loess/paleosol sequences. J Geophys Res, 2004, 109(B3), B03101, doi: 10.1029/2003JB00274710 Liu Q S, Banerjee S K, Jackson M J, et al. Mechanism of themagnetic susceptibility enhancements of the Chinese loess. J Geophys Res, 2004, 109, B12107, doi: 10.1029/2004JB00324911 Liu Q S, Jackson M J, Yu Y, et al. Grain size distribution of pe-dogenic magnetic particles in Chinese loess/paleosols. Geophys Res Lett, 2004, 31, doi: 10.1029/2004GL02109012 Hus J J, Han J M. The contribution of loess magnetism in China tothe retrieval of past global changes-some problems. Phys Earth Planet Inter, 1992, 70: 154—16813 Maher B A, Thompson. Paleorainfall reconstruction from pe-dogenic magnetic susceptibility variations in the Chinese loess and paleosols. Quat Res, 1995, 44: 383—39114 Vidic N J, Singer M J, Verosub K L. Duration dependence ofmagnetic susceptibility enhancement in the Chinese loess-paleo- sols of the last 620ky. Palaeogeogr Palaeoclimatol Palaeoecol, 2004, 211: 271—28815 Deng C L, Zhu R X, Verosub K L, et al. Mineral magnetic proper-ties of loess/paleosol couplets of the central loess plateau of China over the last 1.2 Myr. J Geophys Res, 2004, 109, B01103, doi:10.1029/2003JB00253216 Deng C L, Vidic N J, Verosub K L, et al. Mineral magnetic varia-tion of the Jiaodao Chinese loess/paleosol sequence and its bear-ing on long-term climatic variability. J Geophys Res, 2005, 110, B03103, doi: 10.1029/2004JB00345117 Wang X S, Løvlie R, Yang Z Y, et al. Remagnetization of Quater-nary eolian deposits: A case study from SE Chinese Loess Plateau.Geochem Geophys Geosyst, 2005, 6: 10.1029/2004GC00090118 Ding Z L, Yu Z, Rutter N W, et al. Towards an orbital time scalefor Chinese loess deposits. Quat Sci Rev, 1994, 13: 39—7019 Ding Z L, Rutter N W, Sun J M, et al. Re-arrangement of atomos-pheric circulation at about 2.6 Ma over northern China: evidence from grain size records of loess-paleosol and red clay sequences.Quat Sci Rev, 2000, 19: 547—55820 Lu H Y, Sun D H. Pathways of dust input to the Chinese loess pla-teau during the last glacial and interglacial periods. Catena, 2000, 40: 251—26121 Ding Z L, Derbyshire E, Yang S L, et al. Stacked 2.6 Ma grain sizerecord from the Chinese loess based on five sections and correla-tion with the deep-sea δ18O record. Paleoceanography, 2002, 17, doi: 10.1029/2001PA00072522 Liu T S, Ding Z L. Chinese loess and the palaeomonsoon. AnnRev Earth Planet Sci, 1998, 26: 111—14523 Dunlop D J, Özdemir Ö. Rock Magnetism: Fundamentals andFrontiers. New York: Cambridge University Press, 199724 Egli R, Lowrie W. Anhysteretic remanent magnetization of finemagnetic particles. J Geophys Res, 2002, 107(B10): 2209, doi:10.1029/2001JB0067125 Yu Y, Dunlop D J. Decay-rate dependence of anhysteretic rema-nence: fundamental origin and paleomagnetic applications. J Geophys Res, 2003, 108(B12): 2550, doi: 10.1029/2003JB002589 26 Worm H U. On the superparamagnetic-stable single domain transi-tion for magnetite, and frequency dependence of susceptibility.Geophys J Int, 1998, 133: 201—20627 Worm H U, Jackson M J. The superparamagnetism of YuccaMountain Tuff. J Geophys Res, 1999, 104: 25,415—25,42528 Bloemendal J, King J W, Hall F R, et al. Rock magnetism of LateNeogene and Pleistocene deep-sea sediments: Relationship to sediment source, diagenetic process and sediment lithology. J Geophys Res, 1992, 97: 4361—437529 Bloemendal J, Liu X M. Rock magnetism and geochemistry of twoplio-pleistocene Chinese loess-palaeosol sequences—implications第51卷第13期 2006年7月论文for quantitative palaeoprecipitation reconstruction. Palaeogeogr Palaeoclimatol Palaeoecol, 2005, 226: 149—16630 Liu Q S, Banerjee S K, Jackson M J, et al. Determining the cli-matic boundary between the Chinese loess and palaeosol: Evi-dence from aeolian coarse-grained magnetite. Geophys J Int, 2004, 156: 267—27431 Balsam W, Ji J F, Chen J. Climatic interpretation of the Luochuanand Lingtai loess sections, China, based on changing iron oxide mineralogy and magnetic susceptibility. Earth Planet Sci Lett, 2004, 223: 335—34832 Ji J F, Balsam W, Chen J. Mineralogic and climatic interpretationsof the Luochuan loess section (China) based on diffuse reflectance spectrophotometry. Quat Res, 2001, 56: 23—3033 Lu H Y, Liu X D, Zhang F Q, et al. Astronomical calibration ofloess-paleosol deposits at Luochuan, central Chinese Loess Plateau.Palaeogeogr Palaeoclimatol Palaeoecol, 1999, 154: 237—24634 Shackleton N J, Berger A, Peltier W R. An alternative astronomi-cal calibration of the Lower Pleistocene timescale based on ODPsite 677. Trans R Soc Edinb-Earth Sci, 1990, 81: 251—26135 Pillans B, Naish T. Defining the Quaternary. Quat Sci Rev, 2004,23: 2271—228236 Berger A, Loutre M F. Insolation values for the climate of the last10 million years. Quat Sci Rev, 1991, 10: 297—31737 Ruddiman W F, Raymo M E, Martinson D G, et al. Pleistoceneevolution: Northern hemisphere ice sheets and North Atlantic Ocean. Paleoceanography, 1994, 4: 353—41238 Raymo M E, Oppo D W, Flower B P, et al. Stability of North At-lantic water masses in face of pronounced climate variability dur-ing the Pleistocene. Paleoceanography, 2004, 19, PA2008, doi:10.1029/2003PA00092139 Heslop D, Dekkers M J, Langereis C G. Timing and structure ofthe mid-Pleistocene transition: records from the loess deposits of northern China. Palaeogeogr Palaeocli Palaeoecol, 2002, 185: 133—143(2005-12-08收稿, 2006-03-01接受)《科学通报》投稿指南在《科学通报》发表的原创性研究论文应同时具备以下条件:(ⅰ) 是自然科学基础理论或应用研究的最新成果.(ⅱ) 有重要科学意义, 属国际研究热点课题.(ⅲ) 有创新(新思路、新方法、新认识、新发现等).(ⅳ) 对本领域或/和相关领域研究有较大的促进作用.(ⅴ) 就内容和写作风格而言, 对大同行或非同行科学家都有可读性和启发性.对原创性研究论文的写作要求:文章应论点明确、数据可靠、逻辑严密、结构简明; 尽量避免使用多层标题; 文字、图表要简练, 用较少的篇幅提供较大的信息量; 论述应深入浅出、表达清楚流畅; 专业术语的运用应准确, 前后保持一致.题目是文章的点睛之处, 要紧扣主题, 有足够的信息, 能引起读者的兴趣; 应避免使用大而空的题目, 最好不用“…的研究”、“…的意义”、“…的发现”、“…的特征”等词; 回避生僻字、符号、公式和缩略语. 一般不超过24个汉字, 英文以两行为宜. 不使用副标题.摘要应反映文章的主要内容, 阐明研究的目的、方法、结果和结论, 尽量避免使用过于专业化的词汇、特殊符号和公式. 摘要的写作要精心构思, 随意从文章中摘出几句或只是重复一遍结论的做法是不可取的. 摘要中不能出现参考文献序号.关键词用于对研究内容的检索. 因此, 关键词应紧扣文章主题, 尽可能使用全国科学技术名词审定委员会颁布的主题词, 不应随意造词. 关键词一般为3~10个.正文应以描述文章重要性的简短引言开始. 专业术语、符号、简略或首字母缩略词在第一次出现时应有定义. 所有的图和表应按文中提到的顺序编号.引言是文章的重要组成部分, 关系到文章对读者的吸引力. 在引言中应简要回顾本文所涉及到的科学问题的研究历史, 尤其是近2～3年内的研究成果, 需引用参考文献; 并在此基础上提出本文要解决的问题; 最后扼要交代本研究所采用的方法和技术手段等. 引言部分不加小标题, 不必介绍文章的结构.材料和方法主要是说明研究所用的材料、方法和研究的基本过程, 使读者了解研究的可靠性, 也使同行可以根据本文内容重复有关实验.讨论和结论部分应该由观测和实验结果引申得出, 切忌简单地再罗列一遍实验结果. 讨论得出的结论与观点应明确, 实事求是.致谢部分应先向对本文有帮助的有关人士表示谢意; 然后列出本工作的资助基金来源, 并注明项目批准号.参考文献引用是否得当, 是评价论文质量的重要标准之一. 如果未能在论文中引用与本项研究有关的主要文献, 尤其是近2～3年内的文献, 或是主要引用作者自己的文献, 编辑可能会认为对这篇文章感兴趣的读者不多. 对文中所引参考文献, 作者均应认真阅读过, 对文献的作者、题目、发表的刊物、年代、卷号和起止页码等, 均应核实无误, 并按《科学通报》体例要求的顺序排列. 切忌转引二手文献的不负责任的做法.。
磁学性能.ppt
χ为很大的正变数，约在10～106数量级，且不大的H就能产生很大的M，在磁场 中被强烈磁化，受强大的吸力，如铁、钴、镍等。其M－H 、 χ－H曲线？ 5）亚铁磁体
类似铁磁体，但χ值没有铁磁体大，如磁铁矿（Fe3O4）等。
3. 磁导率
磁感应强度（B）：通过磁场中某点，垂直于磁场方向单位面积的磁
一般可忽略。
1.原子的磁性
3）原子、分子磁矩 理论证明，原子中电子层被排满的壳层中总磁矩为0，只有原子中存在
未被排满的电子层时，未排满的电子层中总磁矩不为0，原子才有磁矩， 叫固有磁矩。
原因：因排满时，在每一亚轨道上都有一对电子，它们自旋和循规运动的 方向相反，成对电子的磁矩抵消；电子层未被填满时，根据洪特法则，电 子尽量占据不同的亚轨道，且单电子间自旋、循规方向相同，电子磁矩不 被抵消。
●分子电流观点： 物质中的每个分子中都存在环形电流（分子中原子、离子核外电子循
规、自旋运动，核子自旋运动)，每个环形电流都将产生磁场。 无外磁场时，各分子环流取向杂乱无章，作用抵消，不显磁性； 施加外磁场后，分子电流的磁矩在磁场场作用下趋于定向排列，而呈
现出宏观磁性。 磁化强度(M)：磁介质磁化单位体积产生的总磁矩（单位体积内环电
流磁矩矢量和∑Pm/V）。衡量物质的磁化强弱和状态（强度和方向）。
●等效磁荷观点：
把材料的磁分子看成磁偶极子，末磁化时各磁偶极子取向呈无序状态，
其偶极矩的矢量和为0，不显磁性；当施加外磁场后，偶极子受外磁场
作用而转向外场方向，使材料呈现宏观磁性。
磁极化强度（J）：单位体积的磁偶极矩的矢量和（∑jm/V）。
第2节 物质的磁性及其物理本质
1.原子的磁性 1）材料磁性产生的本源
磁相关名词和参数参考资料
参考资料1、磁场电流产生磁场，在螺线管中，或在磁路中电流的产生的磁场为:在这一个表式中，采用国际单位制，H 单位为安培/米(A/m )，N 为匝数，I 为电流，单位安培(A )，l 为螺线管或磁路长度，单位为米(m )。
在磁芯中，加正弦波电流，可用有效磁路长度le 来计算磁场强度：2、磁通密度、磁极化强度、磁化强度在磁性材料中，加强磁场H时，引起磁通密度变化，其表现为： B=µ0 H + J 或 B=µ0 (H +M)B 为磁通密度，亦称磁感应强度，J 称磁极化强度，M 称磁化强度，µ0 为真空磁导率，其值为4π×10-7亨利/米(H/m )。
B 、J 单位特斯拉，H 、 M 单位为A/m ，1T =104Gs 。
在磁芯中可用有效面积Ae 来计算磁通密度：电压单位伏特(V )，频率单位Hz ，N 为匝数，B 单位(T )，Ae 单位为m 2。
3、饱和磁通密度、剩余磁化强度、矫顽力B 和H 的关系除在真空中和在磁性材料中小磁化场下具有线性关系外，一般具有非线性关系，即具有所谓磁滞回线性质:H=NI l正弦波为: B =0.225V fNAe主要概念与定义lOe= ≈ 79.58A/m1×1034πH= (A/m)√2 INle ∧∧B s 为饱和磁化强度，Br 为剩余磁化强度，Hc 为矫顽力。
H s 为饱和磁化场，不同磁性材料产，磁滞回线表现形式不一样，B s 、B r 、H c 、H s 都不一样。
4、磁导率1) 称绝对磁导率，是有量纲的。
2) ，µr 称相对磁导率，是无量纲的，是一个数值。
我们平常用的大都是相对磁导率，且把脚标 r 省去。
3) 称初始磁导率，它与温度、频率有关。
测量时在一定温度、一定频率、很低的磁通密度(或很小的磁场)、闭合磁路中进行。
在实际测量中，规定：磁化场H 所产生的磁通密度应小于1mT ，一般B 为0.1mT ，但亦有许多特殊情况中，应加以注意。
环保专业知识辅导之恒定磁场
电流或运动电荷在空间产⽣磁场。
不随时间变化的磁场称恒定磁场。
它是恒定电流周围空间中存在的⼀种特殊形态的物质。
磁场的基本特征是对置于其中的电流有⼒的作⽤。
永久磁铁的磁场也是恒定磁场。
1、磁通密度与毕奥-萨伐尔定律磁通密度是表⽰磁场的基本物理量之⼀，⼜称磁感应强度，符号为。
电流元受到的安培⼒毕奥——萨伐尔定律对于粗导线，可将导线划分为许多体积元dV。
2、磁通连续性定理磁场可以⽤磁⼒线描述。
若认为磁场是由电流产⽣的，按照毕奥-萨伐尔定律，磁⼒线都是闭合曲线。
磁场中的⾼斯定理式中，S为任⼀闭合⾯，即穿出任⼀闭合⾯的磁通代数和为零。
应⽤⾼斯散度定理由于V是任意的，故式中为散度算符。
这是磁场的基本性质之⼀，称为⽆散性。
磁场是⽆源场。
3、磁场中的媒质磁场对其中的磁媒质产⽣磁化作⽤，即在磁场的作⽤下磁媒质中出现分⼦电流。
总的磁场由⾃由电流与分⼦电流共同产⽣。
永磁铁本⾝有⾃发的磁化，因⽽不需要外界⾃由电流也能产⽣磁场。
磁媒质的磁化程度⽤磁化强度来表征，它是单位体积内的磁偶极矩。
磁偶极矩：环形电流所围⾯积与该电流的乘机为磁偶极矩，其⽅向与电流环绕⽅向符合右螺旋关系。
磁场强度或本构⽅程由可得，该式称为磁媒质的成分⽅程或本构⽅程。
磁媒质的分类：顺磁质，抗磁质，铁磁质。
4、安培环路定律磁场强度沿闭合回路的积分，等于穿过该回路所限定的⾯上的⾃由电流。
回路的⽅向与电流的正向按右螺旋规则选定。
由斯托克斯定理⼜安培环路定律的微分形式此式表明，磁场属于有旋场。
应⽤安培环路定理可以计算某些载流导体周围的磁场，如载流直线、螺线管等。
时变电磁场场量随时间变化的电磁场称为时变电磁场。
随时间变化的磁场会激励电场，即磁⽣电;随时间变化的电场⼜会激励磁场，即电⽣磁。
两者相互影响，构成统⼀的电磁场。
电磁感应定律描述了磁⽣电;不仅传导电流⽽且位移电流也表现出电⽣磁。
1、电磁感应电磁感应现象：两个重要实验，变压器作⽤和动⽣感应作⽤。
电磁感应定律：导体线圈中产⽣的感应电动势其⼤⼩正⽐于线圈铰链的磁链的时间变化率。
地磁kp指数
地磁kp指数前言地球是人类生存的家园，它既可孕育出美好的生命，又可能带来毁灭性的自然灾害。
地球的大气层，尤其是磁层，对地球外来的银河射线和太阳风产生了很好的屏蔽作用，维护着地球的生命系统。
而地磁kp 指数是我们监测地球磁层状态的重要指标之一，它的监测和预测具有重要意义。
一、地磁kp指数的定义地磁kp指数是指全球范围内的地磁活动的总体水平，它代表了地球磁层的状态变化，是反映地球磁层活动变化的一项指数。
在全球任何一个时刻，地球在地磁活动的影响下，都有几个特定的磁团落在两极地区，这就是“极光圈”，通过地磁场实时监测，可以计算出kp指数。
kp指数的数值范围一般为0-9，数字越大，地球磁层的紊乱程度就越严重。
二、地磁kp指数的意义地球的磁层是保护人类和生物的重要屏障，地磁kp指数可以直接反映出磁层的状态变化，因而在防范和预测自然灾害中具有重要意义。
1.对太空天气的监测与预测地球磁层会受太阳活动的影响而发生变化。
易产生电磁辐射的太阳高能粒子、高能电子若侵袭到地球磁场，就会产生宇宙辐射暴。
而磁暴对GPS、通信、电力输送等对社会影响较大的现代技术，以及高空飞行的宇航员都具有不良影响。
通过监测地磁kp指数，可以实现对磁暴预测和预警，保护现代技术和人员安全。
2.对地震的监测与预测近年来，借助地磁示踪法、电磁法等技术手段，人们逐渐发现了地磁场异常之后地震往往紧随其后。
而地磁kp指数的数值异常变化，也可能预示着地震的发生。
因此，对地磁场的监测，对避免地震灾害，预测地震发生更具有重要意义。
三、地磁kp指数的使用地磁kp指数已经成为国际上磁层活动研究和太空环境暴露预报的重要指标。
世界主要国家的科研机构、气象预报机构等都会进行地磁场、空气磁场的监测，针对结果进行研究分析，用于预测磁暴和磁风暴的机会和强度，产生预警，防范损失。
国内，中国地震台网中心也同时提供了地磁场、磁暴、磁扰动预警信息服务。
特别是在中国地震局、中国地磁局的共同努力下，中国参加了全球磁暴实时预警系统（GSWM）和全球磁暴应急预警系统（GEM）等机构，及时掌握地球大气层扰动的情况，保障日常信息传输和重要基础设施的稳定运行。
- 1、下载文档前请自行甄别文档内容的完整性，平台不提供额外的编辑、内容补充、找答案等附加服务。
- 2、"仅部分预览"的文档,不可在线预览部分如存在完整性等问题,可反馈申请退款(可完整预览的文档不适用该条件!)。
- 3、如文档侵犯您的权益，请联系客服反馈,我们会尽快为您处理(人工客服工作时间：9:00-18:30)。
测量标本的剩磁矫顽力，也就是测量将标本的SIRM减小到零，所需要的反向磁场的强度。它反映了磁性矿物的类型、颗粒和形状的变化。同SIRM参数一样，不受磁性矿物富集程度的影响。该参数为环境矿物磁学研究提供了一项快速分析一般天然磁性矿物的方法。
K比值
在环境矿物磁学研究中，经常用到SIRM与体积磁化率k的比值K,即K =S IRM /k。该比值反映了磁性矿物的类型、颗粒和形状的变化。它为环境磁学研究人员提供了一项快速检测每批样品中磁性颗粒大小和类型的有效方法。该比值较小时，则表明有顺磁性矿物存在。
非磁滞剩磁
ARM
样品在逐渐衰减的交变磁场（通常是100mT至0mT）与恒定的直流弱磁场（如0.04mT）相叠加的磁场中磁化。它提供了磁性矿物颗粒磁畴信息，与单畴晶粒含量成正比，为了便于比较，通常用ARM与弱直流外加场的比值χARM来表示ARM
剩磁
样品在天然状态下所测量出的磁性叫天然剩磁（NRM），包括方向（偏角D及倾角I）和强度（M）。当清洗完次生成分而揭示出的的原生磁性称特征剩磁。这是古地磁研究最重要的参数。
χfd=(χlf-χhf)/χlf×100%。研究表明，超频磁颗粒（SP）及单畴磁性颗粒（SD）对外场频率较为敏感，因而频率磁化率基本反映了样品中SP磁性颗粒的含量。主要用来鉴定物质中细的铁磁晶粒( SP- FV )。一般当物质中χfd值为5%左右时，就说明超顺磁物质较多。
等温剩磁
IRM
样品在直流外场作用下磁化而获得的剩磁，当外加磁场增加而IRM不再增加时的剩磁称为饱和等温剩磁（SIRM），该参数既与磁性矿物类型及含量有关，又能只是出磁畴的状态。当一方面相对稳定时就能指示出另一方面的性质。
磁化率各向异性
( AMS)
岩石的磁化率实际上是随方向变化的，这就是通常所说的磁化率各向异性( AMS)。通常情况下，岩石中磁性颗粒分布主要控制其AMS特征。岩石的AMS可以作为古流动方向、岩石形变和沉积环境分析的有效方法。实际上岩石的剩余磁化强度与饱和磁化强度等磁学参数都具有各向异性。指示磁性颗粒分布。
磁滞回线
在磁场中，铁磁体的磁感应强度与磁场强度的关系可用曲线来表示，当磁化磁场作周期的变化时，铁磁体中的磁感应强度与磁场强度的关系是一条闭合线，这条闭合线叫做磁滞回线。
矫顽力
使已被磁化后的铁磁体的磁感应强度降为零所必须施加的反向磁场强度。
磁学参数
表征意义
磁化率（质量磁化率χ或体积磁化率k）
指样品在外加弱磁场中感应磁化强度与外场磁场强度的比值。指示物质的基本磁性类型，同时又可作为样品中铁磁性及亚铁磁性矿物多寡的量度，通常以单位质量或单位体积的磁化率表示，称为质量磁化率χ或体积磁化率k。
频率磁化率（磁化率频率系数）χfd
指样品在低频（通常0.47kHz）磁场及高频（通常4.7kHz）磁场中磁化率的相对差值。即
居里温度Tc
铁磁性及亚铁磁性矿物发生变化而失去剩磁的稳定，每种矿物都有特定的居里温度，故可以用居里温度来确定磁性矿物的种类并提供相对含量的信息。
“软”剩磁
样品在20mT磁场中磁化后所保留的剩磁。反映亚铁磁性（尤其是多畴）矿物的相对重要性。
“硬”剩磁
样品在300mT磁场中磁化后所保留的剩磁。反映反铁磁性矿物的相对重要性。
ARM/χ
该参数能有效指示该比值主要用于分辨样品中单畴与多畴铁磁性晶粒的相对重要性，还用于判断磁性矿物的类型。
SIRM/ARM
用于判断样品中稳定单晶磁性颗粒的重要性。
NRM/SIRM
主要作为古地磁场强度相对变化的指标，尤其适用于岩性较为均一、磁性矿物种类变化不大的样品。
磁化参数
F300mT
样品在300mT磁场中所获得的剩磁占饱和等温剩磁的百分值。指示了不完整反铁磁性物质的相对重要性。
S-200mT
饱和等温剩磁的矫顽参数，又叫S比值。如S-200mT=[(SIRM-IRM-200mT)/SIRM]×100%。为获得饱和等温剩磁的样品在不同强度的反向磁场内磁化（如-200mT）所损失的剩磁或反向磁化的百分比。该比值主要用于说明亚铁磁性矿物及反铁磁性矿物在样品中的相对重要性，同时还可以提供磁性矿物磁畴特征的信息。S< - 0.7，指示了MD的亚铁磁性矿物，S> - 0.3则指示了不完整的反铁磁性物质的主导。