磁化率在地学中的应用研究

摘要：地层学应该向以确定等时面为主的高分辨率、高精度研究方向发展，建立融和以及协调生物、沉积、事件、层序、地磁、化学以及定量多种地层分支学科研究方法的综合地层学[王鸿祯，2006]。而地磁学是提高分辨率、提高精度的有效方法。近年来磁化率研究在黄土、河流、湖泊、海洋沉积地层中的应用，就证明了这一点。磁化率的研究尤其是对黄土的研究取得了显著的成效。关于磁化率对黄土的研究主要涉及到沉积物中的磁性矿物的研究、磁化率与粒径的关系研究、磁化率与δ18O研究的吻合性、初始磁化率的影响因素等等。本文对磁化率在地层中尤其是在黄土地层中的研究情况作一下简单的介绍。

关键词：磁化率地层学黄土

地球磁场变化与气候相关性最早是Wollin 提出的，但是磁化率与气候的关系则是Kent 提出的[鸟居雅之，1999]。虽然Kent否认了磁化率与气候两者之间的相关性，但是，同时也给了我们新的启示, 即所谓人们开始认识到氧同位素比与初始磁化率变化间的密切联系, 开始对取代测定手段繁琐的氧同位素比, 甚至作为古气候代用指标的初始磁化率进行认真

的考察研究[鸟居雅之，1999]。F riedrich H eller 和刘东生的一篇具有代表性的关于黄土-古土壤磁性研究的论文中，发现了黄土-古土壤的初始磁化率变化很大, 特别是古土壤的初始磁化率可达数倍以上。他们把这种初始磁化率与天然剩余磁化强度的变化解释为古地磁奥尔杜威事件以来17回冰川扩大的结果。他们并注意到其与海洋氧同位素比的关联性。自此之后, 黄土-古土壤岩石磁学的研究,不仅仅停留在磁性地层学的领域, 而且作为古气候研究的新突破点迅速地被人们关注[鸟居雅之，1999]。主要的研究方法是用磁化率与其他的研究方法相结合，比如：磁化率与有机质研究相结合研究气候的变化[李明启，2005等等]、磁化率与粒径的相关性研究[舒强，1999等等]、磁化率研究层型剖面[武力超，2006等等]等等。

一、磁化率

在直流弱磁场(H )中, 并且磁性材料的晶体各向异性可以忽略的情况下,H 和材料的磁化强度M 之间存在的比例关系, 可以用式M =ⅹH 简单地表示出来。这个比例系数ⅹ即被称为初始磁化率(initial suscep tibility) 或低频磁化率(low 2field susceptibility), 即我们通称的磁化率。在SI单位制中, 单位体积的初始磁化率是个无次元量(记为SI), 若以单位重量换算则为m³ kg, 称为质量磁化率[鸟居雅之，1999]。

磁化率是物质被磁化难易程度的一种量度,物质的初始磁化率(&1178;0)可由其磁化曲线起始段的斜率来定义,即κ0 = M/ H ,式中M 是磁化强度, H 是磁场强度。频率磁化率是用来鉴别超顺磁性的亚铁磁性矿物含量和粒度特征的参数。这些超细晶粒(如0.03μm) 是在成土作用过程中由土壤细菌或化学过程生成。测量时,超细颗粒晶体在低频磁场(0.47Hz)

中具有较高的磁化率,而在高频磁场(417 Hz)中,高频磁场可以使超顺磁颗粒和单磁畴颗

粒间的临界值变小,似单畴的超顺磁颗粒就显示单畴颗粒的特征而具有较低的磁化率值。这样高、低频磁场的磁化率差值就指示了超顺磁晶体的存在与否及其含量的大小。频率磁化率可表示为质量频率磁化率(χfd) 和频率磁化率的百分比(χfd %) 两种形式,分别反映超顺

磁颗粒的绝对含量和相对含量[强小科，2003]。

磁化率不仅与磁性矿物的种类有关,而且还受磁性颗粒大小的影响。在表征物质磁性特征的参数中,频率磁化率(χfd或χfd %) 是用来鉴别超顺磁性的磁性矿物比较简便可行的

方法[强小科，2003]。

初始磁化率一般被认为可以反映出沉积物中广义的强磁性矿物的含量。通常情况下, 初始磁化率越大, 强磁性矿物的含量越多。但是，还受强磁性矿物的种类、粒度以及测量温

度等的影响。另外,在使用交流磁场进行测量的情况下, 初始磁化率也随频率和材料的导电

度(如沉积物的含水量)的变化而有所变化。再者,构成沉积物的所有物质的初始磁化率(顺磁性磁化率和反磁性磁化率)都变得不可忽视起来。由此可知初始磁化率是由多种变量影响的参数。因此, 即使不考虑更加复杂的初始磁化率的各向异性等参量, 解释初始磁化率也必须十分谨慎[鸟居雅之，1999]。

土壤中初始磁化率的增加，M aher 和Thomp son在1991年时, 先是批评Kukla 等人对于强磁性矿物M A R 之计算方法并不严密, 是以统计学逐步累加(sequence2slotting)法, 从初始磁化率变动曲线再次计算西峰与洛川地区的强磁性矿物MAR 的变动。继而指出, 强磁性矿物的MAR 随时代与地域的不同而有重大变化。提出了土壤化作用理论取代了Kukla

等1988的稀湿理论。另一方面, ZHOU 等与M aher 和Thompson也指出在黄土与古土壤中, 代表强磁性矿物粒径的磁性参数极为不同, 也就是说存在于黄土与古土壤中的磁性矿

物种类以及形态并不相同。更进一步, 那些代表超顺磁性颗粒含量的参数。而代替稀释效应的土壤化作用理论(由土壤化作用产生的铁磁性矿物微粒, 导致黄土-古土壤之初始磁化率变动)成为当今接受的主流理论。根据这个理论, 初始磁化率可反映出土壤化的程度。尤其是

随χfd的增加所代表超顺磁性颗粒的增加, 表示土壤化作用所生成的颗粒的粒径主要在超

顺磁性范围之中。根据土壤化作用理论, 在重建古气候变动的同时, 我们也了解到如何将超顺磁性颗粒定量的重要性。

但是强小科2003年研究红粘土中认为：成壤作用的强度可能不是磁化率变化的唯一因素。

二、磁化率与磁性矿物关系

Heller 和L IU 等最初通过显微镜观察, 得出了黄土中含有1%～3% 体积比的铁的

氧化物或氢氧化物, 其中磁铁矿占10%～20% , 针铁矿(аFeOOH) 占7%～10% , 赤铁矿(аFe2O 3) 占1%～8%。赤铁矿的存在通过等温剩余磁化强度的热退磁实验也得到验证。通过NRM 热退磁实验和热磁分析可以推定, 黄土-古土壤中所见到的磁铁矿已大部分被氧

化成磁赤铁矿(аFe2O3) 。另外, 低温获得的IRM 的热退磁实验中, 古土壤的V erwey 相

转换显得很模糊, 这也支持了磁赤铁矿的存在。针铁矿的吸收谱在黄土和古土壤中也都有所发现。但铁磁性铁的硫化物至今为止还没有报道[鸟居雅之，1999]。

针铁矿和赤铁矿都属反强磁性矿物, 对初始磁化率的变化并没有贡献。但是, Eyre 和D ickson等指出古土壤中含有大量的细粒的赤铁矿, 并发现从黄土(灰黄色) 到古土壤(暗褐色)的颜色的变化, 与相对多量的铁的氧化物、氢氧化物从针铁矿向赤铁矿变化相对应, 亦即土壤的颜色依赖于铁的氢氧化物的氧化程度, 这一关系已被作为一种新的土壤环境指标应

用起来。因此, 环境变化的解释不仅受引起磁化率变化的铁磁性矿物的影响, 同时也受反磁性矿物等所有铁的氧化物和氢氧化物的生成的影响[鸟居雅之，1999]。

从沉积物颜色与磁化率大小变化的特征分析, 可以发现这样的规律: 粘土颗粒含量较高、颜色较轻的沉积层磁化率相对较低, 而粘土颗粒含量较低、颜色较暗的沉积层磁化率则相对较高, 含火山物质的沉积层磁化率较高[杨小强，2002]。这是否说面沉积物的颜色与其沉积物质成分有关，并且这些相关的物质成分影响磁化率的高低（大小）呢？

磁化率的大小与所含磁性矿物的多少及磁性矿物的磁畴有关,对天然沉积物来说,磁

化率值的大小主要取决于铁磁性矿物的浓度、颗粒的大小和磁性矿物的成分,而此反映了沉积物物源、沉积动力大小及次生条件等沉积环境的变化。黄土研究证明黄土和古土壤磁化率的差异并不是由于磁性矿物组成和颗粒大小的不同,而主要受其中磁性组分浓度高低的影

响[李明启，2005]。