古地磁学工作流程和技术要点

磁极性地层学依靠古地磁学方法在地层单元中建立磁极性特征，并将这些特征用于地层的划分和对比。古地磁学是一门技术性很强的新兴学科，了解其工作流程和技术要点，对正确使用磁性地层学方法和准确使用古地磁数据十分必要。

8.3.1　样品采集

古地磁研究的采样策略视具体地质情况和研究目的而定，这虽然是工作开始的第一步，却是最需要古地磁学知识和经验的关键步骤。采样工作意味着大量的投入，隐含严重浪费的风险。采样必须有通晓古地磁学专门技术的人员参与到野外工作;或者，初入门的研究者可以先尝试性地选择采集一些代表性的样品到实验室，参加退磁处理和数据分析，能够胜任这些实验室研究以后，再回到野外开展独立地、大规模地采样工作。这两个建议都是为了强调实验室经验对野外工作的指导意义。

野外采样一般需要考虑选择合适的岩性和剖面、采用合适的定向方法、确定合适的采样间隔等几个方面的问题。

由于旋转磁力仪的改进和超导磁力仪的普遍使用，几乎所有岩性的天然剩磁都能够被准确地测定，但从剩磁稳定性角度考虑，细粒的沉积物(或火成岩)的磁性条件优于同类粗粒的岩石。黏土成分过高的沉积岩则不容易加工成型、有机质含量过高的黑色泥页岩中往往含有大量的铁的硫化物，此类岩石在热处理过程中容易生成新的强磁性矿物，影响原生剩磁的获取，而且这类岩石在沉积、成岩阶段有时会发生严重的还原成岩作用，大大破坏了原生剩磁。对露头剖面需要考察样品的风化程度，风化对原生剩磁的影响程度还取决于原始携磁矿物的类型，需要实验室检验后才能给出判断。

有构造地质学工作经验的人不难理解野外露头上定向样品的采制方法。必须在样品上画出一条清晰的标志线，并确定一个和该标志线相关的标志面，这两者就可以确定一个三维的样品标志线坐标系，简称“样品坐标系”。由于以后实验室所有的方向测试都是在样品坐标系下完成的，考虑地质问题时，需要把这些方向数据变换到地理坐标系中，变换时需要知道上述标志线的确切方向(例如它的倾向和倾角)以及该标志线与标志面的关系。坐标变换后我们就能够知道岩石中的剩磁矢量在地理坐标系下的方向了，一般也用磁偏角(剩磁矢量的水平分量与地理北的夹角)、磁倾角(剩磁矢量的竖直分量和水平面的夹角)两个术语来表征剩磁方向。对古地磁的研究大多数情况下还需要知道剩磁矢量和层面之间的关系，也就是和古水平面之间的关系。这就需要做进一步坐标变换，将剩磁矢量变换到地层层面坐标系下，这一步称作倾斜改正。具体改正方法和程序可参阅古地磁学专门教材(例如，Tauxe，2010)。

近年来，由于科学钻探的普及，新鲜的岩芯提供了更多磁性地层学研究的材料，但岩芯定向往往意味着很高的额外费用，从一般钻孔中得到的岩芯不是定向的。利用黏滞剩磁结合区域地层产状有时可以很好地恢复岩芯在地层中的方位，在此基础上可以更好地开展磁性地层学研究。而对高纬度形成的地层(如华北的中、新生界)，有时岩芯即使没有定向，只要上下朝向和回次、顺序没有弄乱，有时也能获得很好的磁性地层结果。

古地磁数据分析都是建立在统计学基础上的。一般古地磁采样中的样品、采点等概念有时会被连续的磁性地层采样所忽略，但是在进行褶皱检验、倒转检验分析时，应该有明确的样品、采点数量(图8－6)。褶皱检验和倒转检验也应该限制在一定的时间间隔内，这个时间间隔既要能够平均掉古地磁场长期变，又不能长到某种构造作用明显地改变了虚磁极的位置。

图8－6　古地磁研究中采点和样品的等级关系示意图
(据Butler，1998)

如果能从沉积学角度分析地层的连续性，将会大大有益于采样间隔的选取和磁性地层资料的解释。

有一种特殊的但很普遍的重磁化现象应该受到磁性地层学研究的重视。当后期成矿或热流体随机流过某剖面、某层位时，会导致该层位局部重磁化。此外，一些沉积界面上下的生物扰动或沉积事件扰动也会改变磁性界面的位置。为了发现和排除这些随机的干扰，多剖面平行研究的方案(Opdyke＆Channell，1996;Hailwood，1989)能够大大增强磁性地层学成果的质量。在本章最后一节的实例介绍中，还要提到这个问题。

8.3.2　仪器设备

测量剩磁的磁力仪和热退磁炉、交变退磁仪是开展古地磁研究的最基本的仪器。其他岩石磁学仪器设备也常常用到，如磁化率仪、脉冲磁力仪、变梯度磁力仪、居里天平等。

磁力仪可以快速测量样品的剩磁。目前古地磁实验室常用的有旋转磁力仪和超导磁力仪。前者适合强磁性的火山岩和部分红层样品，后者则可以开展几乎所有岩性样品的测量。热退磁炉用于逐步加热样品，因为有良好的磁屏蔽炉膛，可以认为样品是在零磁空间加热和冷却的。交变退磁仪是利用交变场对样品退磁的仪器，后面还要提到。有条件的实验室将这些设备安装在磁屏蔽室里，一般的磁屏蔽室可以将约99%的地磁场屏蔽在室外，实验过程中样品暴露的位置磁场值一般可以降到300nT以下。没有屏蔽室的实验室应在样品经常暴露的仪器出口、入口处安置3组互相垂直的直流线圈，通过调试电流将这些地方的磁场降到最小。屏蔽的目的是避免样品在退磁处理和测量的过程中被实验室环境磁场磁化。实验室屏蔽水平是应该作为退磁细节报道的。

上面提到的磁化率仪等其他磁学设备在鉴定磁性矿物、模拟分析剩磁类型方面有重要作用。进一步的了解可参阅相关文献(朱日祥等，2003)。

8.3.3　退磁处理

从古地磁样品中寻找、分离原生剩磁的研究是从退磁处理开始的。实验室的退磁处理一般包括热退磁和交变退磁两种，化学退磁方法虽然常常被一并介绍，但远没有前两者使用普遍。

热退磁处理是将标本放在磁屏蔽条件非常好(相当于无磁空间)的热退磁炉中加热到某一精确测定的温度并保持一段时间后，再冷却到室温，那么阻挡温度低于该加热温度的磁成分在加热过程中被热运动破坏掉了，由于冷却时没有外磁场，样品不会叠加新的剩磁成分，这时测定标本的剩磁作为该退磁步骤后的结果。然后设定一个稍髙的温度，重复上述加热、冷却和测量过程。接下来，再稍增高温度，把退磁过程持续到标本的磁性完全消失。这样就得到一组数据，用低温步骤后的矢量减掉高温步骤后的矢量，就是在这个温度段被退掉的剩磁成分。如果原生剩磁是热稳定的，而次生剩磁是不稳定的，我们有希望先清洗掉次生成分，在高温段分离出原生成分;如果相反，原生剩磁不足够稳定，而某种次生成分更稳定，理论上有可能在低温段分离出原生成分。但实践中，在低温段很少有机会分离出原生成分，因为低温段不可避免地混有黏滞剩磁等不稳定次生成分。

交变退磁的机制和热退磁相似。将样品置于强度为H1的交变磁场中磁化，这时样品中矫顽力小于H1的那部分颗粒的磁矩将随外场波动性地改变方向。一个精巧的设计是线性而缓慢地衰减该交变场的强度至零，整个过程在磁屏蔽条件非常好的空间完成，那么磁稳定性低于H1的那些磁矩将被交变场均匀地分配在单元磁矩彼此互相抵消的方向上。交变场通过“微观磁化”达到了“宏观退磁”的效果。退磁以后测量样品的剩磁，并用H1标记该退磁步骤。接下来，提高退磁场的强度，重复上述退磁过程。最后也可以得到一组数据，用退磁场的强弱判断剩磁成分的稳定性。

热退磁加热步骤的选择要根据主要载磁矿物的类型确定，磁成分的解阻温度低于或接近载磁矿物的居里温度，所以在高温段，特别是居里温度附近要尽量加密热退磁步骤。交变退磁相反，低场时要加密步骤，这一点从铁磁性矿物的饱和等温剩磁获得的曲线上不难找到依据。

两种退磁方法的效果各有千秋。由于沉积岩样品往往含有些赤铁矿、针铁矿等高剩磁矫顽力矿物，这样的样品交变退磁效果不好，一般情况下热退磁更有效一些，但有些疏松的样品不适合加热处理。

古地磁研究的早期，逐步退磁的方法不普遍。人们一次性将所有样品加热到某一个温度，称之为“磁清洗”。事实上，携磁矿物和剩磁成分都很复杂，每一块样品都需要逐步处理和分析。一次性“磁清洗”的方法现在已被彻底废弃。

人们习惯于将高温(或高场)退磁步骤下分离出的剩磁成分称作硬磁成分，低温(或低场)退磁步骤下分离出的剩磁成分称作软磁成分，将样品中最稳定的硬磁成分称作特征剩磁(characteristic remanentmagnetization，简称ChRM)。但必须注意，硬磁成分或特征剩磁并不是原生剩磁的代名词。

8.3.4　数据分析

退磁数据分析的主要目的是实现剩磁成分分离、判断剩磁成分的性质。图8－7很好地解释了分析过程和原理(Butler，1998)。假定样品在岩石形成时获得了一个原生磁成分P，后期又叠加了一个次生磁成分S，那么磁力仪测得的天然剩磁(NRM)是成分P和成分S的矢量和。NRM的端点在图8－7中的位置0。理想样品中，P是硬磁成分，S是软磁成分，在退磁过程中，S先被退掉，而且在S被完全退掉之前，P没有减弱。但不是所有样品的退磁过程都是这样的，尽管这种理想样品确实存在。在经历第一步退磁处理以后，由于S减小而P不变，合矢量的端点移动到图8－7中的位置1;同样道理，在经历第二步退磁后，合矢量的端点移动到位置2;假如在第三步退磁处理后，S成分完全被退掉，合矢量的端点到位置3;那么下一步的退磁处理则只退P成分，磁矢量端点落在位置4，第五、六步退磁也只有P成分在衰减，矢量端点相应落在位置5、6;继续进行退磁处理，直到样品的剩磁被退完。

数据分析是一个反过程，我们获得的是每一步的剩磁测量值X(N)、Y (E)、Z(DOWN)，用图8－7的方式表达出来时，很容易发现点3这样的位置，因为S一旦消失，只剩下P一条直线，进一步的退磁只能使其强度减小，而不改变其方向(即磁偏角和磁倾角的值)。所以，在退磁过程中一旦发现剩磁的方向不再变化，剩磁强度逐步衰减到零，就相当于发现了点3～6所确定的直线段，即P成分。由于P和S两条直线构成了一个平面，将3～0点连起来，就是S矢量。

利用这样的原理，Kirschvink(1980)提出了著名的主成分分析方法，通过拟合逐步退磁后矢量端点的共面、共线程度，确定不同的磁成分。主成分分析已成为现代古地磁工作必需的数据处理步骤之一。当然，实际情况会更复杂一些，由于测量误差，我们需要评价这些矢量端点共面、共线的程度。有时候，在次生成分(S)被清洗的同时，原生成分(P)也有不同程度的衰减，这就导致图8－7中位置3这样的拐点不明显，而是呈现一段弧形。最糟糕的情况是，在退磁过程中，P成分不在S成分后崩溃，这时就不能分离出P成分。

事实上，上面的分析并不需要假定成分P必须是原生的，它可以是S成分获得之前任何时期获得的，同样适合上述分析。这就要求我们有更多的证据判断成分P的获得时间。下面提到的各种野外检验对约束磁成分的获得时间有重要帮助。

图8－7　古地磁退磁数据分析图解
(据Butler，1998)
带箭头的实线表示退磁过程中(0～6步)样品的剩磁矢量;带箭头的虚线表示退磁步骤1～3所退掉的NRM中的低稳定成分S;在退磁步骤4～6过程中，样品剩磁矢量的方向不再变化，仅强度逐步衰减，此为NRM的高稳定成分P

8.3.5　剩磁的野外检验

图8－8示意性地给出了几种地质体的接触关系，借助该图可以很好地说明几种重要的剩磁稳定性野外检验。

图8－8　适合开展古地磁野外检验的地质体产状和接触关系示意图
(据McElhinny＆McFadden，2000)
砾石检验:砾石中ChRM方向散乱，表明其获得早于砾岩层的形成;褶皱检验:褶皱展平后ChRM的方向集中，表明其获得早于地层褶皱;烘烤接触检验:侵入体与紧邻它的烘烤带的ChRM方向相同，与远离烘烤带的岩层的方向明显不同，表明侵入体及其烘烤带中的ChRM为本次侵入过程中获得的热剩磁

8．3．5．1　褶皱检验

图8－8中给出了一套有完整褶皱形态的地层，其中的箭头指示岩石中剩磁的方向。如果某一剩磁成分在褶皱之前获得，那么褶皱两翼的剩磁方向在现代地理坐标系中肯定是不一致的，这是因为该剩磁被锁定在地层中以后，地层才发生弯曲，该剩磁的方向随地层的变形而旋转，并保持它与层面的角度不变。相反，如果某一剩磁成分是褶皱以后形成的，那么褶皱地层中任何一个位置上的剩磁方向在现代地理坐标系下都是一致的。换言之，在褶皱的所有部位，该剩磁方向和现代的水平面保持一致的角度。所谓褶皱检验就是将褶皱展平，对比剩磁矢量和层面的关系以及剩磁矢量和现代水平面的关系，如果褶皱不同部位的剩磁矢量相对层面的方向是一致的，那么它们相对现代水平面的方向一定不一致，这时就认为这组剩磁是地层褶皱前形成的;如果褶皱不同部位的剩磁矢量相对现代水平面的方向是一致的，那么它们相对于层面的方向一定不一致，这时就认为这组剩磁是褶皱后形成的。褶皱前形成的剩磁未必是原生的，但原生的可能性往往很大;褶皱后形成的剩磁却一定是次生的。

8．3．5．2　烘烤接触检验

图8－8中，火成岩侵入到先形成的岩石建造中产生烘烤接触带。接触带被烘烤的岩石将和侵入体在相同的地磁场中冷却，从而获得方向一致的剩磁。但远离该接触带、未被烘烤的围岩不会经历这个“加热”－“冷却”过程，从而继续保留它以前获得的剩磁。接触检验的具体做法是:布置一条剖面，使其跨越接触带，从侵入体内部直到远离接触带的围岩地质体，在该剖面上系统地采集古地磁样品。如果烘烤带的剩磁方向和侵入体的一致，而和远离烘烤带的围岩的不一致，我们有理由认为侵入体和烘烤带的剩磁都是在这次侵入过程中获得的热剩磁;如果侵入体、烘烤带、远离烘烤带的围岩的剩磁方向都一致，我们则有理由怀疑这一剩磁很可能是一次强烈的区域性重磁化事件留下的记录。

8．3．5．3　砾石检验

图8－8中，上部有一套砾石层。砾石携带其成岩时所获得的剩磁，但在沉积过程中，砾石却不会因为所携带的剩磁而按照地磁场的方向排列。这是因为砾石太大，它们所携带的剩磁无法影响其在沉积物中的定位。巨砾的来源不同，它们所携带剩磁的方向应该也不一致。因而砾石检验就是对不同的砾石采样，如果不同的砾石中的剩磁方向一致，那么该剩磁极可能是沉积后获得的，当然是次生的;若在与这套砾石层非常接近的地层或者其下伏地层中也观测到这种剩磁成分，那么该剩磁成分应该怀疑为重磁化的结果。

8．3．5．4　一致性检验

大区域范围内，在年代基本相同的不同岩石单元中(尤其是不同的岩石类型，例如某些为火成岩，某些为沉积岩)识别出基本一致的剩磁方向，可以说明该剩磁是稳定的，且其获得的时间为岩石形成的时间。

8．3．5．5　倒转检验

在读过8．4节以后，就很容易理解这种检验。不同层位中，一对记录了地磁场倒转的剩磁矢量，其方向对跖(antipodal)，即磁倾角绝对值相等、符号相反，磁偏角相差180°。如果在某一地质时期内，明明知道地磁场发生过多次倒转，但在该时期内形成的地层中却观察不到任何倒转记录，那么，很有可能这些地层的原生剩磁被后期某一次强烈的次生剩磁(重磁化)替代了。

应当指出，上述检验中所说的剩磁方向“一致”“不一致”都是从统计学角度来说的，都有严格的统计学参数作为检验指标。若要进一步了解古地磁数据的统计学理论，可参阅更详细的古地磁专业教材(例如，McElhinny＆McFadden，2000;Tauxe，2010)。

8.3.6　古地磁数据可靠性标准

在过去的60年里，古地磁学在基本理论模式建立、剩磁稳定性和多磁成分分离、野外检验、数据统计，以及矿物鉴定、高精度测量仪器和现代化辅助设备的研制等方面都取得很大的进展，已经形成了一整套可靠的工作方法。但是，数据的可靠性问题也一直制约着古地磁方法的应用。一些1960年代发表的成果，至今仍然是可信的;也有相当多的结果，才刚刚发表即被证明是不准确或无用的(Van der Voo，1990)。其根本的原因来自两个方面:第一，人们对许多情况下岩石磁化的机理还缺乏真正的了解，只是借助于实验室的，或野外的检验方法，从中得出用于构造解释的古地磁结果;第二，对日益复杂化的研究对象，缺乏更严格的工作约束。针对这种情况，古地磁学界做出了积极的反应。20多年前，美国密歇根大学的Van der Voo(1990)提出了7条新判据，一直被广泛接受并用于评价古地磁成果的可靠性。判据的基本内容是:①严格选取地质年代准确的地层，并且可以假定岩石磁化的年代与之相同。对于显生宙地层来说，时代起码要限在半个纪以内(如晚侏罗世、早志留世等)。就绝对年龄而言，差不超过±4%。这一要求并不过分严格。对于中生代2亿年的样品来说，±4%误差意味着±8Ma，如果按新生代视极移速率来估计，其极误差约±3．2°。②要有足够多的样品和合适的统计精度。样品总量应多于24个。精度参数k＞10．0，α95＜16°。③合适的退磁技术:这一点很难做出统一的要求，但必须公布退磁细节。④要有野外检验，用于限制磁化的时间。如褶皱检验、砾石检验以及烘烤检验等。⑤构造背景应当清楚。对一些造山带研究而言，如果样品来自最后一次构造事件之前的侵入体或推覆岩席中，就难免有旋转现象。但是，这种成果并不是没用或不可信，而是需要的限制更多，多解性更强。⑥要有倒转检验。可用于排除重磁化的影响，并能平均掉地磁场的长期变。⑦能确认无重磁化。假设某一岩石单元取得的磁极位置与较其年轻得多的(譬如，超过半个纪)岩石单元取得的磁极位置相同，除非有强有力的野外检验的证据，否则便应当认为有重磁化可能。

与前人给出的判据相比，Van der Voo(1990)的这些陈述更严格、更全面。从某种意义上讲，它使得复杂构造背景下的古地磁研究有章可循。针对磁性地层学研究，Opdyke＆Channel(1996)将这些判据做了细化和补充，例如，强调了岩石磁学研究对提高数据质量的重要性、强调了对地层剖面精确的地质测量以及前面提到的多剖面平行研究等方面。