岩石磁化率各向异性

张玉芬，阎桂林，李永涛，陈亮，董雪华，周元涛，周耀，罗昊，江华军，熊友亮，熊德强_大人地球物理科学

张玉芬¹，阎桂林¹，李永涛¹，陈亮¹，董雪华²，周元涛³，周耀¹，罗昊⁴，江华军¹，熊友亮¹，熊德强¹

（1.中国地质大学地球物理与空间信息学院，武汉，430074；2.中国石油勘探开发研究院西北分院，兰州，730020；

3.广东省有色金属地质勘查局地质工程中心，广州，510080；4.荆门市规划勘测设计研究院，荆门，448000）

摘　要：磁组构也称为磁化率各向异性，目前已广泛应用于研究沉积环境和判别沉积介质的动力方向。岩石磁组构参数可提供沉积物沉积时的沉积环境和沉积介质的动力特征、全球或区域环境变化等重要信息，已成为当今地学研究的一个重要的分支学科。因其具有简单、快速、无破坏、成本低廉等特点使其被广泛应用于很多研究领域，并取得了很好的研究成果。在简单阐述了岩石磁组构基本原理的基础上，重点介绍了中国地质大学地球物理与空间信息学院岩石磁学科研小组近年来在长江流域第四纪沉积环境和气候演化、沉积物成因类型确定、正常河流与洪水沉积物的磁组构标志、长江古洪水事件发生规律、风成与水成沉积物磁组构标志以及古风场等方面的部分研究成果和进展，并对岩石磁组构今后的发展趋势和存在的问题进行了简单的论述。

关键词：磁组构，长江流域，第四纪沉积物

前　言

岩石磁学方面所取得的成绩是20世纪地球物理学所获得的瞩目成就之一。岩石磁化率各向异性领域的开拓，就是其重要成果，它已成为岩石磁学的一个分支学科^［1］。它也是继古地磁学之后岩石磁学蓬勃兴起的另一个分支。利用岩石磁化率各向异性以研究岩石组构为特征，称其为岩石磁组构分析^［2］。岩石磁化率各向异性作为岩石磁学的一个分支，不仅有其系统的理论性，还在于它应用的广泛性、实用性。它的应用几乎遍及地质学的各个方面，如沉积岩石学、岩浆岩石学、变质岩石学、构造地质学、矿床学、古地理学等，并在古地磁学、地球物理勘探和环境科学等方面有着重要的作用。应用的广泛性，多学科的交叉渗透，为该学科的发展开辟了广阔的前景^［1］。

1　磁组构（磁化率各向异性）发展概况及特点

磁组构（magnetic fabric）一词来源于“岩组学”^［2］。岩石内矿物颗粒的定向性反映在磁性颗粒上。磁组构就是磁性颗粒或晶格的定向，或者它们的组合。它的物理实质是磁化率各向异性，它表现为磁化率量值椭球的形状和方向。岩石磁化率各向异性的发现可能要追溯到20世纪早期，但最早的研究者是Ising（1942）^［3］。他在研究纹泥的磁性后指出，沿层面测得的低场磁化率要比垂直层面测得的高很多，并将此现象称为磁化率各向异性。然而把磁组构作为一个地质分析工具，最早是由Graham（1954）^［4］提出的。他在“磁化率各向异性，一个尚未开发的岩石组构要素”一文中指出，岩石磁化率各向异性是岩石组构的要素之一，几乎所有岩石都可以观测到磁各向异性，岩石的磁化率椭球可以反映岩石内部铁磁性颗粒长轴的主要分布方向，与变质的叶理及线理方向，与褶皱轴方向的关系等存在对应现象。其在解决构造作用、岩石生成等地质问题上可发挥作用，并强调测定岩石磁组构的效率要比地质上常用的岩组分析方法快得多。此后20年，由于更多的地球物理、地质工作者的参与及努力，它得到了充分的发展和完善。如国外学者Ellwood等^［5～7］以现代沙滩的磁化率各向异性与水流方向之间的关系为基础，成功地恢复了西印度洋深层洋流的古流向。Kissel^［8］等将其应用到海相沉积物的研究中，指示海洋底流的方向和动力大小。在我国，关于磁化率各向异性问题的研究工作基本上始于20世纪80年代初期，虽然起步晚，但发展迅速。到了90年代后，它作为一种有效的地质与地球物理分析手段已被广泛地应用到各个研究领域中，并取得了很大的进展和一批重要的研究成果^［9～30］。

磁组构作为一种新兴的技术，其快速、准确、经济和适用性强是其他方法技术无法替代的。这种技术具有以下优点：①适用于各种沉积物和固结岩石的研究；②灵敏度高，可以揭示以往视为各向同性岩石的组构特征，如弱变质岩石；③能够对岩石组构和变形尺度做半定量或定量分析；④快速、经济、无损伤。

2　沉积物磁组构研究的原理与方法

2.1　磁化率各向异性及磁化率椭球

一种物质在有外磁场（通常为弱场）存在时，内部会产生一种磁感应，磁化率κ可作为该物质被感应程度的度量。在岩石内含有许多磁性颗粒，它们各自的易磁化方向在空间分布上的一致程度，决定了整个岩石在不同方向上发生磁化的难易程度，这种差别即岩石磁化率的各向异性（anisotropy of magnetic susceptibility，AMS），也称为磁组构。其特征可由一个定向的具3个相互垂直轴的椭球体予以表征，椭球体的长轴、中间轴和短轴分别与磁化率的最大、中间和最小值相对应，3个轴的大小以及它们相对水平面和北极的方位，就组成描述岩石磁组构的基本要素。在磁组构分析中，所关心的是岩石内部结构特征，即不同方向上磁化率的差值，为对比方便，常只考虑不同方向上的相对磁化率，并使用椭球体各轴比值来描述AMS的基本性质。在实际应用中通常是根据椭球体3个主轴的大小计算来得到常用的磁组构参数。

2.2　表征磁化率各向异性（磁组构）的常用参数及其沉积环境学意义

常用磁组构参数用磁化率椭球体的3个主轴（κ₁、κ₂、κ₃）的量值来表示，其主轴方向反映了单个样品中铁磁性矿物的物理取向，并与沉积时的动力条件相关。对于水成沉积物，当沉积面较平，水流不太急时，最大主轴的偏角（D₁）指示了水流方向，而最大主轴的倾角（I₁）和最小主轴的倾角（I₃）则指示了是否为正常的沉积环境，一般最大主轴的倾角小和最小主轴的倾角大则指示为正常的沉积环境，反之反映沉积环境不稳定。其他磁组构参数都是根据此3个主轴的大小计算而得。经常用到的有如下几种参数^{［1，2，31～34］}：

（1）体积磁化率（平均磁化率）：

沉积物磁化率是衡量沉积物在外磁场作用下被磁化难易程度的物理量，一般分为体积、质量、频率磁化率。体积磁化率表示单位体积样品的感应磁化强度与外加磁场强度的比值，反映沉积物中铁磁性矿物的含量。水成沉积物的κ值的大小主要与沉积时的物源和沉积水动力强弱因素有关。当水动力能量较弱、沉积物为泥质或粉沙时，κ主要受物源控制，并且比较稳定。而当水动力能量较高、沉积物为沙质时，κ的大小既受物源控制，又受水动力因素控制。在河湖相沉积物中，磁化率反映了沉积物所含磁性矿物类型、含量和磁颗粒的总体水平。

（2）各向异性度：P＝κ₁/κ₃。

它的相对大小反映了沉积物中磁性矿物的有序化程度，受控于沉积动力强弱和沉积环境的稳定性及沉积物搬运距离。一般情况下，水动力条件大、搬运距离较远时，P值相对大。即在能量高的稳定环境中形成的沉积物颗粒排列有序程度高，P值大，在能量较低的环境或不稳定的环境（如紊流环境）中沉积物颗粒的有序程度低，P值小。

（3）磁面理：F＝κ₂/κ₃或F＝（κ₂-κ₃）/κ。

其特征反映了沉积物颗粒呈面状分布的规律程度，即微细层理发育的程度。沉积物中微细层理发育好，F值就大，反之，F值就小。

（4）磁线理：L＝κ₁/κ₂或L＝（κ₁-κ₂）/κ。

它反映的是颗粒长轴呈线状排列的程度。主要与沉积动力强度及搬运介质流动方向的单一性有关。一般来说，流体流动持续而稳定，颗粒排列有序化程度高时，L值大；反之，L值小。湖泊沉积中一般磁面理较磁线理发育。

（5）磁化率椭球体的扁率：E＝κ²₂/κ₁κ₃。

E的大小和变化一般反映了磁化率椭球体的压扁程度，当E＜1时，磁化率椭球为拉长状的椭球；当E＞1时，磁化率椭球为压扁状的椭球。

（6）形状因子：T＝（2η₂-η₁-η₃）/（η₁-η₃），式中的η₁＝lnκ₁，η₂＝lnκ₂，η₃＝lnκ₃。

T的大小和变化一般反映了磁面理和磁线理的发育程度。当T＝0时，以磁面理和磁线理同等发育；当1＞T＞0时，以磁面理发育为主；当T＝1时，仅有磁面理发育；当0＞T＞-1时，以磁线理发育为主；当T＝-1时，仅有磁线理发育。在P、T、E参数间，存在如下关系：P^T＝E。所以，当T＜0时E＜1，即为拉长椭球体；当T＞0时E＞1，为压扁状椭球。E值的变化区间较大，而T值仅在-1到＋1区间变化。

（7）水流速度函数：F＝κ/（κ×κ）^1/2，F的相对大小指示沉积时水流速度的大小。

S_123S

（8）磁基质颗粒度：q＝2×（κ₁-κ₂）/（κ₁＋κ₂-2κ₃）。

该值反映沉积作用与沉积过程。其值大小一般与沉积物颗粒度的均一状况及颗粒排列的有序化程度有关。q值小于0.5表示沉积物是在正常的重力分异作用下而沉降的；q值大于0.7则表示沉积物是非正常重力分异作用下而沉降，即能量突然减弱，沉积物粗细混杂，大量碎屑同时沉积，分选性差；q值在0.5和0.7之间则是一种过渡状态。

除上述一些常用的磁化率各向异性参数外，还经常利用一些曲线和图来表述磁化率各向异性的特征，主要的图件有：磁组构参数频谱图、F-L、T-P组合图以及主磁化率方向的赤平投影图，通常这些曲线和图能够更加直观地反映出磁化率各向异性的变化趋势与特征，从而有利于我们进行研究。

3　磁组构在长江流域第四纪地质中的应用

近年来本科研小组在国家自然科学基金项目、国家“973”项目、国土资源大调查等项目的资助下，在长江流域围绕正常河流与洪水沉积物的磁组构标志建立、江汉-洞庭湖盆第四纪沉积环境和气候演化规律、沿江第四纪沉积物成因类型的判识和确定、沉积地层中古洪水事件的识别和古洪水发生规律等方面进行了大量的研究工作，取得了一些研究成果^{［29～45］}。在此对部分研究结果进行梳理和总结，以达到与同行交流的目的。

3.1　不同沉积环境和类型沉积物磁组构特征研究

为了建立不同沉积环境、不同沉积类型的第四纪沉积物的磁组构识别标志，我们对不同类型的沉积物的磁组构特征进行了研究^{［29～35］}，其结果如下。

3.1.1　长江中游堤防溃口沉积物的磁组构特征

1998年8月1日长江簰洲湾发生溃口，形成了一个面积约4km²左右的溃口扇，扇体典型且完整，堆积物的厚度从几十厘米（扇缘）到几米（扇根），主要为中、细砂及粉砂组成。为开展长江中游洪灾事件沉积物磁组构特征研究提供了一个难得的材料。1998年汛期过后，我们及时对簰洲湾溃口沉积进行了系统地磁组构采样测量。2000年又对簰洲湾溃口扇进行了补充采样和测量。通过对近1 000组磁化率定向样品的测量与分析（表1，图1），初步建立长江中游地区洪泛沉积物的磁组构特征标志如下^{［29～33］}：①洪泛形成的溃口扇沉积物磁化率各向异性参数κ、P、F、L、q、Fs、T、E的平均值分别为782.22（1×10^-6SI）、1.041 2、1.028 1、1.012 7、0.400 1、1.026 8、0.361 6、1.015 3，它们与长江中游正常河流河漫滩沉积的平均值均有明显的不同^［34］；②溃口扇的磁化率各向异性参数的频率（概率）统计曲线形态相对比较简单，但曲线分布不对称，低值段曲线较陡，高值段曲线较缓；③由溃口扇的扇顶→扇缘P、F、L、Fs和q平均值具有逐渐减小的特点（表1，图1），这种在短距离内磁组构参数值变化幅度较大的特点，正是洪灾事件沉积的水动能条件变化较大的一个重要标志；④在溃口扇的扇顶或扇缘处磁化率主轴的偏角平均方向变化较大，尤其在扇缘处，最大磁化率主轴方向比较随机，没有明显的优选方向，而在扇中磁化率主轴平均方向不仅比较稳定，而且具有非常明显的优选方向；⑤q

图1　溃口扇的扇顶、扇中和扇缘磁组构参数P、F、L、Fs、E、q、T平均值对比

（注：图中参数含意同表1）

值被认为是识别事件沉积的重要参数［19，22，28］，q值大于0.5被认为是滨浅海事件沉积的标志，如风暴沉积。而作为河流中下游环境事件沉积的溃口扇沉积的q值，虽然仅为0.3～0.4（少数大于0.5），但却明显大于长江正常河流沉积（如河床、河漫滩）的q值（小于0.2）^{［22，28，34］}，这可能表明，不同介质、不同环境下的事件沉积有不同的q值识别标志。

上述特点可作为长江中游识别洪泛沉积的磁组构标志之一。

表1　湖北簰洲湾1998年长江溃口（扇）沉积平面和剖面以及不同相带磁组构参数平均值

注：κ为平均磁化率（总磁化率）（体积磁化率1×10^-6SI），P为各向异性度，F为磁面理度，L为磁线理度，q为磁基质颗粒度，F_s为水流速度函数因子，T为磁化率椭球体的形状因子，E为磁化率椭球扁率

3.1.2　长江中游现代河流沉积物磁组构特征

在砾质河流冲积物中，沉积物的几何参数（如砾石的长轴、AB面产状等）与河型特征及水动力环境之间的关系已十分明确。而对于砂质河流冲积物，如何根据沉积物的特征参数，恢复冲积物的形成环境，即建立砂质沉积物的特征参数与河流水文环境的关系，一直是人们十分关注的研究课题。随着环境磁学的发展，尤其是磁组构统计研究和磁组构在指示沉积环境变化方面研究的深入，为这项研究提供新的思路。我们通过对长江中游现代砂质河流冲积物的磁组构研究，尤其对不同类型河段（平直和弯曲）、不同水文环境（高滩、低滩、心滩）沉积物磁组构参数特征进行了系统取样、测量和统计分析（图2）^［34］，结果表明：①砂质河道沉积物的磁化率椭球体具有与砾质河道的椭球状砾石同样的水动力环境指示意义；②平直河段沉积物的磁化率各向异性参数的κ、P、F、Fs、T以及E的平均值均比弯曲河段处相应值略偏大，而q、L的平均值却比弯曲河段处相应值略偏小；③平直河段处P、F、L、E的频率统计曲线均具有一个明显的双峰，这正是平直河段处具有2股明显不同方向水流作用的结果。而弯曲河段处磁组构参数频率统计曲线分布极不均匀，且κ和P都出现了明显的窄带极值；④平直河段各向异性量值椭球长轴磁偏角方向明显，其与水流作用方向具有很好的一致性，而在弯曲河段各向异性量值椭球长轴磁偏角的方向分散，反映了在弯曲河段处水流具有方向多变的特点；⑤从河流高滩、低滩到心滩沉积物的磁化率各向异性参数P、F、T、Fs、E的平均值均具有从小逐渐变大，而q和L却具有从大逐渐变小的变化趋势。这一特点与高水位时沉积环境不稳定，水流方向多变的、沉积物分选性差的特点是一致的。研究结果对古河道的演化、变迁研究、古河道的识别确定具有重要的意义。

不同类型河段和不同水动力环境沉积物的磁组构特征的不同，为利用沉积物的磁组构特征的差异来确定古冲积物形成环境提供了一种识别标志。

图2　湖北簰洲湾平直河流与弯曲河流段现代沉积物磁组构参数柱状对比图

（注：图中参数含意同表1）

图3　不同沉积类型的AMS主轴等面积赤平投影图

3.1.3　长江中游水成沉积与风成沉积磁组构特征比较

为了建立长江中游不同成因的沉积物磁组构识别标志，讨论磁组构参数与沉积环境之间的关系，对采自长江中游风成沉积与现代不同沉积环境下的水成沉积物共对2 000多个磁化率定向样品进行了磁组构参数测试和对比分析（表2，图3）^［35］。结果表明，水成沉积和风成沉积在磁组构参数特征上存在着明显的不同：①风成沉积的κ、P、F、L值均明显低于水成沉积的相应值，但q值却比水成沉积的偏大，反映风成沉积物的分选较水成沉积物的要差；②在磁组构参数F-L关系图上，风成沉积数据点多集中于坐标原点附近，其值均小于1.02，表明F和L均不发育，指示了沉积动力相对比较弱的沉积环境，而水成沉积数据点却主要分布于F轴附近，且一般是F大于L，表明沉积物磁面理F较磁线理L要发育；③一般地，长江中游水成沉积的P与F值均大于1.02，且绝大部分水成沉积的F值接近于P值，二者表现为正相关，风成沉积的P与F值均小于1.02，二者相关性不明显；④风成沉积的磁化率最大主轴偏角的方向比较分散，但总体方向仍与形成风成砂的风向一致，并且长轴的倾角较大（22°～24°），短轴的倾角较小（45°～51°），而水成沉积的磁化率最大主轴偏角的方向比较稳定，指示了来水方向，并且长轴的倾角一般小于10°，短轴的倾角大于80°；⑤风成沉积的T值介于-1到1之间，而水成沉积的T值却主要以大于1的为主；⑥不同水成沉积物样品的E值都大于1，说明这些沉积物磁化率椭球多为压扁状，即磁性颗粒以一定程度的面状近似平行排列，这也是水系沉积物的主要特征之一。但风成沉积物的E统计平均值虽然也大于1，但相对水成沉积物而言较小，其概率统计值主要分布在0.98～1.02区间。

上述特点可作为长江中游风成与水成沉积物的识别标志。

表2　不同沉积类型的磁组构参数分析结果

注：表中参数κ为平均磁化率（体积磁化率）单位1×10^-6SI，P、F、L、q、T、E、Fs分别为磁化率各向异性参数的各向异性度、磁面理度、磁线理度、磁基质颗粒度、形状因子、扁率和水流速因子，它们均为无量纲参数，I₁为最大主轴的倾角，I₃为最小主轴的倾角

3.2　磁组构特征在长江中游古气候环境演变中的应用

3.2.1　长江中游砂山的磁组构特征及古气候环境意义

分布于江西鄱阳湖、湖南岳阳、湖北武汉一带长江南岸的砂山地层沉积，其层理清晰、保存完好，记录了古气候环境变迁的丰富信息，对于揭示长江中游晚更新世以来的气候环境演变有着重要意义。我们以典型的江西九江新港砂山剖面作为长江中游古气候古环境信息的载体，从沉积物磁组构分析入手，讨论和分析长江中游砂山沉积的磁组构特征，初步探讨了区域古气候和古环境演变规律^［36］。

研究剖面位于江西九江市以东约20km的新港镇附近，剖面出露总厚度约34m，我们在野外对剖面中的砂层以5cm间隔，亚黏土层以2.5cm间隔连续取样，共采集磁化率定向样品554个，并对样品进行了磁组构参数的测定和分析（图4）^［36］，得到该剖面磁组构特征和该区区域古气候和古环境演变规律有如下特征。①该砂山剖面中砂层的磁组构参数P、F、L、q值均比亚黏土层的要大，砂层的P、F、L值大说明形成砂山时风力较发育亚黏土层时的强，砂层的q值大说明砂层是近源产物，没有经过远距离搬运分选；②剖面风成砂的磁化率量值椭球体的3个主轴分布比较散乱，倾角变化也较大，分布规律性不强，说明该沉积物颗粒有序性较差（图3），这主要与风成沉积物多以披盖方式覆盖在原始地形面之上和风成环境的不稳定有关，当原始地形面起伏较大，风力和风向不稳定时沉积物磁化率椭球体主轴的分布规律就会变差；③依据剖面磁组构参数从浅到深变化特征（图4），将其划分成了9个波峰和波谷段，磁化率量值与地层岩性的对应关系为磁化率高值与地层剖面中的亚黏土层相对应、低值与砂层相对应。上述特点不仅说明长江中游在此期间共发生了9次由干冷到暖湿的气候旋回，而且也表明在长江中游风积成因沉积物磁化率对气候的指示意义为磁化率的高值指示了温暖湿润的气候环境，低值则指示了干冷的气候环境。依据剖面中9层亚黏土层的发育程度不同，还可推断在此期间9次气候变化的强度是不同的。④野外观察表明研究区剖面砂层的粒度相对亚黏土层较粗，亚黏土层（在剖面上表现为凸层）、砂层粒度分界明显，但一般由砂层到亚黏土层时，其沉积物粒径是由粗逐渐变细的，而由亚黏土层到砂层时沉积物的粒径变化却是一个突变的。上述特点说明该区气候转型的规律为：由干冷向暖湿气候环境转变是一个渐变的发展过程，形成砂层的风速也是由大逐渐变小的，然后出现一段温暖潮湿的气候，沉积的砂层在成土作用下，使得沉积物中黏土含量增高，逐渐发育成亚黏土。随后气候又由暖湿环境向干冷气候环境转变，这时的气候的变化却是一个突变事件。

图4　新港砂山磁组构参数值随深度变化曲线

3.2.2　江汉平原河湖沉积物磁组构特征及气候环境意义

为了研究和恢复江汉湖区全新世以来的古气候、古环境演化历史，我们结合剖面岩性特征及14C测年资料，对湖北江陵剖面沉积物的磁组构参数特征分析，取得了较好的研究结果^［38］。研究剖面位于湖北荆州市江陵县江北农场砖厂，剖面地点原为一面积较小的积水洼地，后经挖掘为人工剖面，剖面厚7.7m，未见底。剖面地层主要的岩性为青灰色泥质粉砂、黑色淤质黏土（泥炭层）、浅黄褐色泥质粉砂等。从距地表1.4m深度开始，以2.5cm间隔连续采集磁组构定向样品258个。对样品进行了测试和分析，较好地获得了江汉平原地区近10kaB.P.以来的古气候和古环境变化的信息，为全球变化的研究提供了江汉平原地区的资料。研究表明，江陵地区不论是在古气候演化，还是在古环境演变方面，均经历了4个大的阶段，并在各个阶段中又有一些小的波动。

（1）古气候的演变经历了全新世早期（9874～6610±100aB.P.）的升温→6610～4600±80aB.P.期间的偏冷干→4600～2537±160aB.P.的第二次升温（即全新世的第二个暖湿期）→2537～693aB.P.期间的总体温度较前阶段偏低的气候的演化过程。并且在2500aB.P.以后的气候又经历2个温暖期和2个寒冷期的演化。因此本区沉积物的磁化率平均值κ在2500aB.P.以前总体值偏小，但却具有缓慢增大的特点，2500aB.P.以后κ值总体较前段变大，但其间又表现为很有规律的2个由大到小的变化，这一变化特点正是该区气候变化在沉积物上的反映。

（2）该区的古环境经历了早期的深湖相沉积环境逐渐向浅湖相→湖滨相→河流相发展的过程。其沉积环境由不稳定向稳定，水动力强度由弱到强的变化过程。因此，反映沉积物水动力条件强弱和沉积环境稳定性好坏的磁组构参数P、F、L、Fs、E、T值在2500aB.P.以前总体偏小（q值总体偏大），而以后P、F、L、Fs、E、T值偏大（q值却偏小），磁化率椭球的最大轴倾角从老到新具有逐渐变大，而最小主轴倾角从老到新逐渐变小的特点。在6610～4600±80aB.P.期间q值为该剖面的最高值，磁化率椭球体的形变因子T为该剖面的最低值，并以小于0的值为主，说明该时段环境最不稳定，大洪水事件频繁发生。4600～2537±160aB.P.期间，磁组构参数P、F、L、Fs、E、T值表现为逐渐增大的特点（q值逐渐减小，沉积物分选变好）。表明该阶段水动力条件较强且沉积环境逐渐趋于稳定。在2537aB.P.以后该区以河流相沉积环境为主，因此，磁组构参数P、F、L、Fs、T和E值均为该剖面的最高值段（q为最低值），这时的水流由原来的漫流逐渐变为按一定水道流动（河流沉积物发育），沉积物分选好。但沉积物磁组构参数曲线波动较大，表明河流溃口和洪水漫滩事件经常发生。

（3）将磁组构参数q值作为事件（洪水）沉积的一个重要标志时，应注意不同的沉积环境其q值的大小是不同的；不能只强调q值的绝对大小，应主要考虑q值相对大小（即q值相对于平均值的变化率）；在长江中下游地区河流溃口和洪水漫滩沉积物的q值偏小（0.33～0.4）。

（4）在江汉平原地区，一般磁化率的低值指示偏暖的气候条件和较还原的沉积环境，而高值则指示偏凉的气候条件和较氧化的沉积环境。

3.2.3　武汉天兴洲近代沉积物的磁组构特征及其环境意义

研究样品采自武汉天兴洲近代沉积物，剖面深度为2.85m，采集磁组构定向样品33组。根据其沉积物磁组构特征的垂向变化，自上而下可分为3个组合带，即组合带Ⅰ（1.30～1.50m）、组合带Ⅱ（1.50～2.40m）和组合带Ⅲ（2.40～3.15m）。组合带Ⅰ和Ⅱ中磁组构参数P、F、L值波动幅度不大，围绕平均值震荡，剖面q参数均小于0.5，P值大于1.01，可判断沉积物层中磁性颗粒的定向性较强，为搬运介质流动方向单一，沉积动力强度和流体流动持续而较稳定的环境沉积结果。组合带Ⅲ（2.40～3.15m）则与组合带Ⅱ相反，磁组构参数波动幅度较大，说明在剖面底部沉积物的沉积动力强度及稳定性不一。武汉天兴洲沉积环境水动力强度稳定→不稳定的变化特点可能与历史时期长江上游温凉→暖湿气候环境的变化有关^［39］。

由于磁化率各向异性量值椭球的长轴（κ1）的取向反映了河底流速变化和水动力作用变化的特征，研究结果表明^［39］，武汉天兴洲沉积物是在20世纪中叶磁性颗粒的定向性较强而稳定的环境下形成的，但在局部还存在波动现象。在剖面深度为2.40m的上方，流速与现代流速差别不大，但在2.4m以下流速发生明显快慢交替变化，反映了长江河床水文状况的改变。推断可能与上游的气候和降水变化有关，从长江上游降水曲线和温度曲线以及长江汉口水文站年平均流量值上也充分证明了这一点^［46］。另外，通过对椭球的长轴方向研究，还发现在沉积剖面上部河流流向接近东西向，该流向与目前实际流向相比结果一致。

上述结果表明，自1900年以来，长江中上游气候经历了暖湿→凉干→暖湿的环境变化，出现了强降水→弱降水→强降水的气候变化过程。流域气候变化对长江水文和天兴洲河道的沉积环境产生了重大的影响。

3.2.4　沉积物磁化率量值椭球与水动力方向研究

图5为武汉汉南消泗剖面不同深度段（分别对应深度0～70cm、70～137.5cm、137.5～195cm）磁化率量值椭球主轴的赤平投影图。前人研究表明^［1］，利用磁化率椭球体最大主轴κ₁的方向可以研究水成沉积物的水动力方向，一般水流的作用是使沉积物颗粒的长轴趋向水流方向，但当水动力很强，水流很急时，颗粒可能发生滚动，其长轴垂直于水流方向。由椭球体主轴κ₁赤平投影图（图5）显示该区水流主方向由老到新经历了近东西向、南西—北东向和东西向的过程，说明该区水流主要受长江的影响。剖面上部的水流方向显示，在这一时期水流方向变化较大，说明该区遭受到长江与汉江共同影响，水流流向改变频繁^［40］。

图5　赤平投影图

3.3　磁组构特征在长江中游古洪水研究中的应用

地处长江中游的江汉平原是我国洪水灾害最为严重的地区之一，古洪水研究对延长洪水记录、建立洪水发生的序列、探讨洪水的发生周期等具有十分重要的意义。而冲湖积平原的洪水沉积识别一直是一个难度较大的科学问题。其原因是目前基于沉积物的古洪水研究，主要的依据是结合古河道切割、堆积充填物标志和洪水沉积构造（洪水楔、洪水冲痕等）标志^［45］。而这些沉积构造标志在开阔的洪泛平原并不发育。1998年长江大洪水发生后，笔者等在对洪水沉积的调查中发现，洪水沉积物的磁组构参数较正常水文条件下的河湖相沉积有着较明显的不同^{［29～34，40］}，可作为古洪水沉积的一种识别标志。因此，我们以位于江汉平原腹地的全新世典型的河间洼地洪泛沉积的江陵剖面和淆泗剖面为研究对象，利用我们所建立的洪泛沉积物磁组构参数标志，对江汉平原全新世以来的古洪水事件进行了初步研究，在精确测年的基础上，重建了江汉平原近10aB.P.以来古洪水发生的历史和序列，分析了洪水发生的周期和变化规律^{［38，40］}。

3.3.1　江汉平原江陵剖面沉积物磁组构特征及全新世古洪水研究

江汉平原江陵剖面沉积物磁组构研究表明^［38］：①江汉平原全新世以来（有史料记载前）共有55个特大洪水沉积层（事件）；②在不同阶段洪水发生的规律有所不同，大约以3000aB.P.为界，分为两个阶段，第一阶段（9875～3000aB.P.）为低频期，此阶段又可细分为低频高强度期（9875～6600aB.P.）和低频低强度期（6600～3000aB.P.）；第二阶段（3000aB.P.～现在）为洪水频发期；③江汉平原近1万年以来发生的特大洪水事件主要有1110a、625a、312a、210a和153a左右的周期，其中625a和210a周期的可信度最高。在3000aB.P.以前特大洪水发生的周期以近千年和500～625a尺度为主，3000aB.P.以后以200～300a周期为主，反映出特大洪水发生的频率具有加快的趋势。

3.3.2　江汉平原消泗剖面沉积物磁组构特征和古洪水研究

研究剖面位于江汉平原东部的武汉市汉南区，距现今长江河道约10km，距汉江约30km，该区在历史时期接受了长江与汉江的沉积物，记录了长江与汉江发展变迁的历史，同时也保留了众多的古洪水记录。研究剖面出露厚度约2m，主要为沼泽相沉积，0～1m以棕黄色黏土为主，为含铁锈黄色层与灰色黏土层，1～2m以灰—黑色淤泥为主，含有螺壳、铁锈以及大量水生植物根系。共采集和测试了磁组构定向样品79组。

在野外样品采集过程中，根据沉积学特征^［45］识别出了5期洪水沉积物，对这5期洪水沉积物磁组构特征研究后发现，发生洪水时磁化率值一般处于相对高值或低值点，洪水过后一般会出现水流逆流，应该是洪水消退时所产生的逆向流动，对应磁组构特征变化即为主轴方向的改变。利用这一特征以及有人类记载的洪水事件，在消泗剖面共识别出15期古洪水事件^［40］。其中有些洪水事件和我们收集到的有文献记载的洪水事件一致。根据¹⁴ C年龄可知洪水发生的时间分别大约为距今3475a、3289a、2885a、2699a、2450a、2357a、2233a、2140a、1953a、1829a、1705a、1550a、1425a、1301a、1115a。其中第十五期洪水与史料记载一致^［46］。

3.4　长江中游砂山沉积物磁组构特征及其指示的古风场

根据黄土中磁性矿物颗粒椭球体的最大主轴（κ₁）方向与黄土沉积时的主导风向是一致的^{［10，16］}这一磁组构特性，我们对长江中游广泛分布的风积砂山形成时的古风场和沉积动力学过程进行了探索性研究，所得结果与野外观测到的砂山的宏观特征是一致的^［42］。

研究剖面即为前述的西新港砂山剖面，通过对554组磁组构样品的测试统计分析（表3），获得了该剖面磁组构参数在不同层位的变化特征以及该区古风场的演变特征。①该砂山剖面中砂层的P、F、L值明显大于亚黏土层的，但κ、q值小于亚黏土层的。由砂层中q值较大（大多数q值都大于0.5，少数大于1.0）表明该区在形成砂层时，气候比较干冷，风力较强，风向也比较稳定。而发育黏土层时气候比较暖湿，风力较弱。同时砂层的物质来源为古长江及其支流赣江的河床沙，后经寒冷的偏北强风吹扬，短距离搬运，在近岸地带堆积而成。②依据野外岩性观测和剖面磁组构变化规律将该砂山剖面划分为9个砂层（表3）。由表3可见砂2、砂5、砂6层具有较大的P、F、L、T值和较小的q值，砂3、砂8、砂9层却具有较小的P、F、L、T值和较大的q值。说明在形成砂2、砂5、砂6层时，气候最为寒冷，冬季风的风力最强、风速比较稳定，在形成砂3、砂8、砂9层时，气候较为暖和，冬季风的风力较上述时段相对较弱。这与野外观察到的在砂2、砂6层发育板状斜层理，砂层粒度较粗，以中—粗砂为主，黏土含量较少。而在砂3、砂8、砂9层时砂层粒度偏细，以中—细砂为主，黏土含量增多的结果是一致的。③新港砂山古风场的特征为：整个时期内该区的主导风向为NW-SE和NNW-SSE向，但在不同时期风向和风力强度又有所不同，变化最为剧烈的时期是砂2层，风向发生了根本性的改变，由原来的以NW-SE为主，变为以NE-SW向为主，且该阶段沉积环境相对比较稳定。④利用AMS主轴等面积赤平投影法，可以分析古风向的变化规律，从而为古气候研究提供了一种较简易有效的方法。

表3　新港砂山剖面9个砂层磁组构参数统计

3.5　长江三峡“巫山黄土”磁组构特征及成因研究

“巫山黄土”是指分布于长江三峡地区的第四纪黄土状堆积物。由于黄土的成因是第四纪古气候和古环境研究的基础，“巫山黄土”的成因自然成了学者研究重要内容。2008-2009年笔者等在三峡地区进行第四纪地质调查时，新发现一处工程开挖剖面，剖面厚度达15m，从出露条件和厚度来看这是迄今为止“巫山黄土”研究最理想的剖面。我们首次利用沉积物磁组构参数及磁化率主轴的变化特征对“巫山黄土”成因进行了研究^［43］。

研究剖面位于巫山县客运港附近的长江左岸，剖面岩性较均一，主要由褐黄色和黄色的粉砂和砂质黏土组成，含有少量的钙质结核；剖面无层理，垂直节理发育，大孔隙明显，未见明显的古土壤层。对该剖面以10cm间隔采集和测试了磁组构定向样品146组。对磁组构和磁化率主轴特征，以及与长江现代沉积物和长江中游一带分布的风积黄土和“砂山”的磁组构特征进行了对比研究，均表明其系风积成因产物。其理由为：①“巫山黄土”的κ、P、F、L、E值与风积黄土和长江一带发育的“砂山”的接近，却明显低于长江现代沉积物的相应值；②在磁组构参数F-L关系图上，“巫山黄土”的数据点多集中于坐标原点附近（即F与L均不发育且量值相当），与长江中游一带风积黄土和“砂山”的特征类似，均指示了沉积动力相对比较弱的沉积环境，而与长江现代河流沉积物的数据点主要分布于F轴附近（即F较L发育）的特点不同；③“巫山黄土”的磁化率最大主轴特点与长江中游风积黄土和“砂山”的接近，均具有偏角的方向比较分散，长轴的倾角较大（36°～38°），短轴的倾角较小（37°～39°）等特征，而与长江现代河流沉积物的磁化率最大主轴偏角的方向比较稳定，并且长轴的倾角一般小于10°，短轴的倾角大于80°的特点却不同；④“巫山黄土”样品的T值介于-1到1之间，而长江现代河流沉积物的T值却主要以大于1的为主。综合看来，“巫山黄土”的磁组构特征与长江中游一带的风积黄土和“砂山”接近，指示了其风积成因的特点。

4　磁组构研究进展和存在的问题

自从Graham［4］将岩石磁化率各向异性（亦称磁组构）作为地质研究手段提出以来，国内外有关学者已在这方面进行了大量的研究工作。特别是近几十年以来，有关磁化率各向异性在地学中的应用研究得到了迅速发展。近十几年来利用岩石磁组构信息来探讨陆相沉积盆地（主要为泥岩、砂岩等）所经历的构造挤压弱变形与构造应力之间关系、断裂带的构造变形方面是一个热点研究领域。研究表明^{［5～11，16～24，36～43］}，利用磁化率各向异性测定来判断古沉积环境、古水流方向和古风场都是非常有效的方法之一。但由于沉积物中磁性颗粒可受重力、地磁场、磁性颗粒本身大小及形状、生物扰动、降水淋滤、地形等因素影响，原生沉积物磁化率各向异性可能被重新改造，导致沉积物磁化率量值椭球主轴方位的改变，或者使其积聚性降低。尤其在湿润地区这种影响非常明显，使磁化率各向异性的应用受到限制。加之岩石磁化率各向异性易受局部因素的影响，因此应用磁化率各向异性进行地学研究时，对磁化率各向异性数据进行统计和可靠性检验比较是非常必要的。

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