古地磁场的特征和研究方法
（一）古地磁场的特征1.地磁场方向的长期变化利用有历史记载的古物和熔岩中保存的剩磁，可把地磁场的长期变化追溯到几千年 前。因为古代的窑、冶炼炉、砖瓦和陶器等都是在当时地磁场中经历了由高温冷却到常温 的过程，并获得与当地地磁场方向一致的、较稳定的热剩磁。这些古物的年代可通过考古 学的方法确定。如果这些古物保持原始位置，那么通过测定它们的剩磁倾角、偏角即可获 得当时地磁场的方向，图3-40（a）是利用古砖测得的近2ka来北京地区地磁场倾角的变 化曲线。从统计结果来看，变化周期约为1ka左右。2.地磁场强度的长期变化采用特利埃逐步加热法，对北京地区各朝代的古砖作逐步加热研究，确定了北京地区各朝代的古地磁场总强度，如图3-40（b）所示。从图中可知，公元初期地磁场强度约 为现代的1.6倍。很显然，北京地区近2ka来地磁场是逐渐减小的。这个结论与法国、前 苏联和日本所测的结果相近。从中得出，近几千年地磁场强度的变化幅度大约是平均场的 10％～15％。图3-40 我国古代地磁场的长期变化3.古地磁场的轴向地心偶极子场特征通过分析世界不同地区所得到的古地磁极的位置，可得到地磁场在史期和考古时期 的平均图像。图3-41是在希腊、日本和埃特那山根据考古地磁资料得到的史期和史期 前几千年的地磁极的位置。就其整体而言，这些地磁极是以地理极为中心而聚集在它 的周围。图3-42是对世界20Ma来（古近纪中新世以来）火山岩的观测求得的1000多个古 地磁极的位置图。这些地磁极同样是以地理极为中心分布的，就平均而言，古地磁场表现 为轴向地心偶极子场的特征。由大量资料证明，从地质年代相对年轻岩石中发现的地磁场 平均轴向偶极子的性质，可以推广到地球史上更古老的时期。所以，古老地质时期的地磁 场仍然具有轴向地心偶极子场的特征。图3-41 按考古材料测定的古地磁极位置图3-42 20Ma以来的火山岩的磁极位置（二）古地磁学的研究方法古地磁学研究的依据是利用未经构造变动岩石单元稳定的天然剩余磁化强度（NRM），提供出岩石形成时期的古地磁场（T古）特征。基本假设是：不同历史时期岩石 天然剩余磁化强度（Mr）的方向与相应古地磁场的方向平行且强度呈正比（即Mr//T古，Mr∝T古），对于全球规模的研究，还要依据古地磁场的轴向地心偶极子场的特征。古地磁学研究的基础资料是岩石的TRM和CRM，因为它们比其他种类的NRM更 稳定。古地磁的研究方法，首先要从被研究的岩石单元收集一套空间定向的标本，由于岩石 露头（特别是基性喷出岩或侵入岩地区）的NRM比较强，利用一般罗盘测出的角度误差 较大，所以要用太阳罗盘。如果收集的岩石标本是明显经过变形的（如倾斜层），则还要 标出由层理指示的原始水平面。对于一套层状序列（如熔岩流）的岩石，常常从相当于几 千年时间的一个垂直断面采取标本，以便对标本测得的NRM取平均时，使T古中长期变 化的影响最小。将收集的每一块标本切成许多方块形（或圆柱形）的岩样。通常用无定向磁力仪和旋 转磁力仪测量岩样的NRM向量，然后利用极射赤面投影把它们的方向画出。极射图上方 向向量点的聚集情况表示出测定一致性的程度。图3-43 褶皱实验为确定NRM的稳定性，需要进行一些地质试验来进行验证。其中最基本的有“褶 皱试验”和“烘烤接触试验”。褶皱试验的原理为：如果在褶皱层的不同位置上，采样 的NRM方向彼此不同，当进行了倾角校正（将NRM方向随岩层倾斜而转动相应的角 度，使岩层恢复水平位置）后，NRM的方向变为一致，说 明NRM是在岩石褶皱前获得的；否则，表明剩磁是次生 的。如图3-43所示。烘烤接触试验是指当火山岩浆侵入 母岩时，母岩周围被加热，而在冷却的时候，母岩与侵入 岩在同一个磁场中被磁化而获得NRM（这里主要是 TRM）。由于侵入（焙烘）岩和围岩物质成分一般不同，所以，利用侵入岩与围岩（包括烘烤和未被烘烤的）NRM 方向的一致与否，就能提供侵入岩磁化强度的稳定性，如 图3-44所示。这种情况也适用于喷出熔岩流下面被烘烤 过的岩石，实际上这个试验已对地磁场极性倒转的真实性提供了有力的证据。如果围 岩的NRM与被烘烤过的NRM方向完全相反，则说明地磁场的极性发生过倒转。图3-44 火成岩及其邻近 被烘烤过的岩石冷却后磁 化强度方向的变化在对所测到的NRM进行古地磁场方向解释之前，必须消除掉叠加在原生剩磁上的黏 滞剩磁（VRM）、等温剩磁（IRM）以及其他剩磁。这些次生剩磁成分一般比原生剩磁（TRM或CRM）的“软”，在有利情况下，能用部分退磁的办法破坏“软”成分而保留 有用的“硬”成分，这个过程称为“磁清洗”。最常用的磁清洗方法是交变磁场退磁法。该方法把岩样放在交变磁场中，根据被破坏成分的矫顽磁力Hc选择一个最大的场强，而 后平缓地减小到零。另外也能用在无磁空间中逐步分段加热和冷却的办法“清洗”岩石。热退磁法一般不如交变磁场退磁法方便，但是当岩石有过复杂的受热史并得到了次生 TRM或PTRM时，它会更有用些。进行磁清洗后，取方向一致的一组剩磁值作为指示古地磁方向的数据。为了排除在重 新磁化过程中获得任何次生TRM或CRM的可能，凡能查明岩石形成以后由地质、构造 事件或磁性矿物的物理化学变化而引起的任何改变的各种检验都一定要做。然后，在轴向 地心偶极子场的假设前提下，利用一组方向一致的NRM的平均方向代入必要的换算公式 即可推断出等效的磁极位置。此外，由于磁化方向在原始极射赤面图上确定的是一块面积 而不是一个点，所以古地磁极是当做地球上的一块面积求得的。
古地磁学的基本原理
古地磁学研究的核心内容，在于通过测定保存在岩石中的剩余磁性来获得地质时期地球磁场的方向与强度，进而了解地球磁场的演化历史，以及解决有关的地质、地球物理等学科中的许多实际问题。因此，只有掌握必要的地磁学与岩矿磁学的基础知识，才有可能理解古地磁学研究的一般原理。（一）地磁要素地球是个近似球形的大磁体，地球磁场是一个矢量场。通常采用直角坐标系或球柱坐标来表示地球磁场的总强度矢量Hr和它的各个分量。现以直角坐标系为例加以说明。图3-53 地磁要素示意图如图3-53所示，取坐标系中X轴沿地理子午线方向，令X向北为正；Y轴沿纬圈方向，令向东为正；Z轴沿铅直的上下方向，令向下为正。由图显而易见，Hr在X、Y、Z各轴上的投影就是Hr的北向分量、东向分量与垂直分量。而Hr在水平面上的投影OB称为水平分量。Hr所在的垂直面BOA称为磁子午面。地理子午面XOZ与磁子午面BOZ之间的夹角∠BOX称为磁偏角，习惯上用符号D表示，其向东为正，向西为负；矢量Hr的方向与水平面之间的夹角AOB称为磁倾角，用符号I表示，在北半球当矢量Hr由地表指向下时，磁倾角为正。磁倾角I、磁偏角水平分量H、垂直分量Z、东分量Y、北向分量X以及总磁场矢量Hr统称为地磁要素。其中，X、Y、Z和水平分量H称为地磁场的强度分量；D和I称为地球磁场的角分量。地磁要素间具如下关系：基岩潜山油气藏储集空间分布规律和评价方法诸地磁要素可以看成是矢量Hr在不同坐标系中的分量：X、Y、Z是矢量Hr在直角坐标系的坐标，Hr、D、I是球坐标系中的坐标，Z、H、D则是柱坐标系中的坐标。处于地表任意一点上的地磁要素不是固定不变的，它们随时间与空间不同而不断变化，称之为地磁要素的变化。（二）地磁场基本特征按照高斯理论的一级近似，地磁场可看作一个位于地球中心的偶极子磁场。根据近期测定，地磁场的偶极距M=7.92×1022Am2，地磁偶极子轴与地球旋转轴的交角约为 11.5°。如果把地磁轴与地球旋转轴看成重合，有下式关系成立：基岩潜山油气藏储集空间分布规律和评价方法式中：θ——地磁余纬度，而地磁纬度L=90°-θ，所以基岩潜山油气藏储集空间分布规律和评价方法这个公式表达了磁倾角与地理纬度的关系，就是偶极子磁场的磁力线分布的表达式，是求取地磁极位置的重要公式。（三）岩矿磁性岩石是天然矿物的集合体，岩石中的磁性也是组成岩石和各种矿物的磁性的总和，起主导作用的是其中所含的铁磁性矿物。岩石在天然状态下获得并保留下来的磁性矢量称之为岩石天然剩余磁性。由于自然界中影响天然剩余磁性形成的因素很多，所以其磁性组成也十分复杂，既有在岩石形成时获得的原生组分，也有形成后在漫长地质年代中受温度、压力、时间、化学等因素作用而获得的次生组分。对于不同岩石类型获得的原生剩磁组分的方式也是截然不同的，主要有热剩磁（TRM）、碎屑剩磁（DRM）、化学剩磁（CRM）等。一般岩浆岩的原生剩磁主要是TRM。碎屑沉积岩的剩磁主要为DRM，部分为化学剩磁CRM。变质岩由于其形成条件、物质组成和所经历地质过程的复杂性，其原生剩磁的生成机制也较岩浆岩与沉积岩的磁性复杂，尚不能轻易地断言其为哪一种生成方式，必须根据实际情况作具体分析才能确定。除原生剩磁外，岩石在形成之后，在漫长的地质时代中，在各个时期的地磁场作用下，又不断地受到各种因素，诸如氧化还原环境，特别是强烈的构造运动与热作用的影响，又会附上新的剩磁，形成次生剩磁。其方向是受后期地磁场方向的影响，往往与原生剩磁的方向不一致。后期形成的次生剩余磁性有时还能掩盖原生剩磁组分的方向。在这里要特别提及的是一种完全依赖于时间因素的等温剩磁，在弱的磁场（如强度约为0.5奥斯特的地磁场）中，它的方向平行于外磁场方向，而它的大小与时间的对数成正比关系，这种剩余磁性称之为粘滞剩磁（VRM）。特别是地球磁场最后一次倒转的73万年以后所形成的粘滞剩磁组分，它具有与现代地磁场一致的方向，利用它可以有效地确定井中岩心方向。
古地磁法
1. 基本原理古地磁年代法(paleomagnetic chronology)是利用地球的磁性断定地层年代的方法。这种方法不是直接测得岩石的年龄，而是通过测量岩石天然剩余磁性的极性正反方向变化，与标准古地磁极性年表对比，间接获得岩石年龄的方法。因此，不能称古地磁测年，所获得的年龄只能称对比年龄。图 14-1 地球地磁要素A—地理极、地磁极及地理轨道、地磁赤道(据袁学诚等，1991); B—地磁场要素(据岳乐平等，1996)地球是一均匀磁化球体，其磁场相当于放在地心的一个磁偶极子的磁场。磁偶极子的磁轴与地轴的交角为 11. 5°(图 14-1，A)。磁轴的延长线与地面相交于两点，分别称地磁北极(N 极，正极)和地磁南极(S 极，负极)。地壳中的岩石(磁性矿物)都受这个地磁场的影响而被磁化，磁化方向与当时地磁场方向一致，这样就把当时地磁场的特征记录下来了。现今只要我们利用岩石把当时的地磁场要素测量出来，就可恢复当时的地磁场特征。岩浆岩、沉积岩和变质岩中的磁性矿物都可以被磁化，但所有的磁性矿物只有低于居里点时(一般为 500 ～650℃)才能显示出磁性，而高于居里点时，磁性矿物都失去磁性。在岩浆冷凝结晶过程中，当岩浆温度降低到居里点时，岩浆中的一些磁性矿物就获得磁性，并受当时地磁场的影响而被磁化，当岩浆完全冷凝结晶成岩浆岩时，被磁化的矿物的排列方向就被固定下来，记录下当时地磁场的特征。沉积岩记录地磁场是在沉积过程中完成的，一些细小的磁性矿物在水介质中可以自由转动，当它们沉积到水介质底部时，受当时地磁场影响而定向排列(磁化)，后被沉积物覆压而被固定下来，这就记录了当时地磁场的特征。地球上任何一点的总磁场强度(T)是一个矢量(图 14-1，B)，它可以分解为磁偏角(D)、磁倾角(I)、水平磁场强度(H)、东向水平磁场强度(Y)、北向水平磁场强度(X)和垂直磁场强度(Z)7 个变量，其中只要知道 X、Y、Z 或 H、D、Y 3 个矢量便可求出另外 3个。从标本中测得了天然剩余磁场要素，便获得了古地磁的基本资料。地磁要素(磁倾角、磁偏角)和磁极位置都随时间而变化。磁极位置的变化时间长而不显著，如距今两千多万年来(中新世以来)的火山岩剩磁的磁极位置总是绕地理极变化，中国第四纪以来的磁极位置都集中在北纬 80° ～90°范围内绕地轴游移。而地磁极性方向变化周期则为 0. 01 ～1Ma，所以极性变化更适合于第四纪沉积物年龄测量。古地磁极性的正反方向交替变化是古地磁历史的基本特征。正极性(正向磁化)是指岩石剩磁的极性方向与现代地球极性方向一致，其磁倾角为正值(北半球)，磁偏角接近于零。反极性(或磁极性颠倒)是指岩石剩磁的极性方向与现代地球极性方向相反，其磁倾角为负值，磁偏角接近 180°。在地球地磁极性正反变化历史中，以某种极性占优势、持续时间较长的时间单位，一般在 1Ma 左右，称为极性时(世、期); 极性时中短暂的(1 万年至十几万年)极性倒转时期，称为极性亚时(事件)。在极性时内有若干短时期极性方向变化的事件发生，反映出极性变化的大趋势与小变化之间的关系。图 14-2 第四纪和新近纪晚期古地磁极性年表(据 A. Cox，1969 及 Cande，1992，1995等资料综合)黑色为正极性; 白色为反极性古地磁极性年表是根据一系列的地层剖面古地磁极性事件的测量，并辅助了大量的 K-Ar 法测年数据，把不同时间尺度的极性变化事件编制成地球极性时间表。古地磁极性年表具有全球性，是全球古地磁极性对比的标准。目前用于第四纪研究的极性年表是在A. Cox 等 1969 年根据陆地和大洋已有的 140 多个数据拟订的 5MaB. P. 以来的地磁极性时间表基础上，再经许多研究者补充修正完成的一个第四纪古地磁极性年表(图 14-2)。2. 应用条件和取样要求由于古地磁学方法是通过与标准的古地磁极性年表对比而获得被研究地质体年龄的，而整个地球历史都具有磁场，因此该方法不受时间的限制，可以用于整个第四纪时期的年龄研究。虽然该方法不受时间的限制，但在实际应用过程中，还受很多条件的制约:①研究的第四纪地层要沉积连续，没有沉积间断，如果存在沉积间断可能会丢失极性事件，使对比结果出现错误; ②地层剖面要比较厚，太薄不宜进行古地磁年代学研究; ③剖面的沉积物粒度要比较细，以粘土、粉砂质粘土、粘土质粉砂最优，砾石和砂不利于该方法的使用; ④第四纪沉积地层未受到后期岩脉侵入的影响; ⑤通常需要其他测年方法的辅助。古地磁取样要求比较严格。首先是在新鲜的地层剖面上取样，取样工具不能具有磁性，铁制工具禁用，通常用铜制工具或塑料制品; 其次是必须取定向样品，所取样品必须在样品盒上标明地层的产状和向上、向北的方向，如果在钻孔岩心中取样，则标明向上的方向即可，不可颠倒; 第三，每一取样层中同一高度取两个样，以测试备用; 第四，通常用 2cm ×2cm ×2cm 塑料盒取样，也有用圆柱状取样盒的，这取决于测试的仪器; 第五，在第四系松散层中取样，先清理出一个台面，在台面上划出正北和正东方向，然后将样品盒扣在层面上(盒子上的直线对准正北，小圆孔置于东侧)轻轻按下，取出样品; 第六，取样层垂直间距不大于 1m(或酌情放宽)，并在垂向上等间距连续取样。样品送有关实验室用磁力仪或超导磁力仪测算出磁倾角(I)、磁偏角(D)等。根据前两项测算资料，尤其是利用反映明显的磁倾角制成极性柱，然后与标准极性年表对比可间接推断沉积物年龄; 若剖面上找到少量哺乳动物化石或有一些其他年代学数据，则效果更好。古地磁学方法在黄土、湖沼沉积物、大陆架和平原钻孔岩心研究中被广泛应用。古地磁方法在应用过程中，将测试得到的古地磁极性柱与标准古地磁极性年表的对比是一个难点，常出现不同的学者对同一个古地磁极性柱对比的结果不同。因此，在古地磁极性柱对比过程中，对比点的确定是关键。在第四纪古地磁研究中，古地磁极性柱有两种情形: 一是获得的古地磁极性柱的结束时间为现今，如在大洋、现今湖泊中的沉积剖面属于这种情况，对这类的古地磁极性柱对比相对比较简单，如果所测试的剖面沉积连续，样品的密度也比较大，不存在极性事件的丢失，那么可以把现今(极性柱的顶)确定为对比点，可以逆时间与标准古地磁极性年表的极性事件依次对比; 另一种情况就比较复杂了，所获得的古地磁极性柱是不完整的，只有某个时段的古地磁极性柱，没有延续到现今，缺失上部的古地磁记录，如早更新世、中更新世地层的古地磁极性柱，这类的古地磁极性柱的对比很复杂，最为关键的问题是要根据化石、测年数据、古地磁极性柱的总体特征等确定对比点，然后才能向上(向年代新大方向)或向下(向年代老的方向)依次与标准古地磁极性年表对比(图 14-3)。图 14-3 云南元谋盆地古地磁极性柱的对比(据程捷，2000)
古地磁的研究方法
6.2.1古地磁采样与测量(1)样品采集古地磁研究所采样品必须新鲜，要选择含有铁磁性矿物的岩石。要准备地质图、地形图、地质罗盘、太阳罗盘、取样机、水罐和水桶、汽油和机油、量杯、铁锤、钎子、定向器、三角板、卷尺、各色油性笔、铅笔、五金工具箱、装样用品、野外记录本等物品。古地磁定向采样方法有两种:机械和手工。机械取样是用轻便式取样机或钻机岩心取样，手工是采用定向标本的取样方法。轻便式取样机取样是古地磁定向采样的常用方法，具有简单快速、短期采集量大的优势。属于同一个地区、几乎在非常短暂的同一地质时间内形成的均一地质体称为采点。一个地质单元可以布置数个或数十个采点，每个采点采集的大块岩石称为标本。一块标本可加工3～4个样品。(2)古地磁测量和仪器古地磁的测量仪器有无定向磁力仪、旋转磁力仪、磁通门式旋转磁力仪和超导磁力仪。如HKB－1型卡帕桥磁化率仪、DSM－2旋转磁力仪和SSM－A2磁通门式旋转磁力仪。HKB－1型卡帕桥磁化率仪能满足磁组构研究的要求，但用DSM－2旋转磁力仪和SSM－ZA磁通门式旋转磁力仪进行构造古地磁研究，对有的样品，精度不高，需要用超导磁力仪来测试。6.2.2剩余磁性稳定性检验和退磁(1)剩余磁性稳定性检验岩石必须具有剩余磁性，并且包含原生的剩余磁性，这是进行古地磁学研究的必要条件。为此，岩石剩余磁性的稳定性检验是古地磁学研究中一项十分重要的工作，当前剩磁稳定性检验有野外和实验室两种方法。实验室方法是取每一个标本的样品，采用交变磁场法或加热处理法或恒稳磁场法作导向试验来检验。加热处理法是把样品放在无磁性的炉子中加热到指定温度段，稳定半小时后再使其冷却到常温，重新用磁力仪测量剩余磁性。(2)退磁或磁清洗如上所述，人们所说岩石中的剩余磁性显然是指岩石所具有的原生剩余磁性(或称特征剩余磁性)与次生剩余磁性的总和。岩石剩余磁性的稳定性检验工作只是表明其中所含原生和次生的组分之多寡，而岩石剩余磁性的退磁或磁清洗工作的主要目的是去掉岩石剩余磁性中次生的或不稳定的组分，诸如等温剩余磁性、黏滞剩余磁性等叠加在原生组分上的次生组分。虽然在技术方法上基本相似，但是退磁工作要比稳定性检验工作在进程上更为前进一步，直至达到只保留岩石剩余磁性的原生组分而去掉其中的次生组分为止，并且是所有研究的样品均须进行退磁工作。退磁有交变磁场退磁、热退磁和化学退磁3种方法。1)交变磁场退磁:所有铁磁性矿物都有几十奥斯特至几千奥斯特的矫顽力，它取决于磁性颗粒的形状、大小、排列方式和内部缺陷。由于岩石磁矫顽力的范围较宽，实验得知原生剩磁具有较高的矫顽力，次生剩余磁性具有较低的矫顽力。所以，把岩石样品放在交变磁场退磁仪的支架上推入具有磁屏蔽的螺线管中，给岩石施加以交变磁场来进行退磁，就可以首先去掉软磁成分，而使较硬磁性组分保持不变，也就是使岩石的剩余磁性在强度和方向上都保持不变，此时样品退磁的交变场值就是岩石样品退磁最佳值，即在Zi-jderveld矢量图上直接指向原点的最先一段连线。2)热退磁:岩石样品的热退磁过程是在热退磁仪中完成的。单畴颗粒的热剩理论中，弛豫时间的变化可用下面公式表示:岩相古地理学式中:A是常数因子;k是波尔兹曼常量;Ja是颗粒的自发磁化强度;h是在位移时克服畴壁的能垒高度;V是能垒的体积，实际上，对单畴颗粒，矫顽力就是能垒;Tb为颗粒的阻挡绝对温度，是当弛豫时间变小时的温度。公式表明，高的阻挡温度的颗粒在室温时有着较长的弛豫时间。于是把样品加热到一定温度段(即Zijderveld矢量图上直接指向原点的最先连接点指示的温度)之后在零磁场中冷却和退磁，此时剩磁的原生组分保持不变，而次生的组分能够被去掉。3)化学退磁:化学退磁是20世纪60年代末提出来的，在Collinson(1967)的文章中最早使用了这个术语。我们知道，红层是古地磁学研究的理想对象之一。红层的主要磁性载体是赤铁矿而不是磁铁矿，通常以两种形式出现:一是小于1μm的细颗粒的红色颗粒，二是较大的多为10μm的黑色镜铁矿颗粒，偶尔也有一定数量的辉铁矿。实验表明，后一种形式难溶于酸，也就是说，细颗粒的红色微粒比黑色颗粒在酸溶液中的溶解度要高些。已知岩石中不同磁性载体生成于不同的地质时期，因而它们各自带有不同的磁化方向，所以，使用不同浓度以及不同作用时间的酸液来处理岩石标本，能够区别开不同磁性载体的磁性组分，进而可以清洗掉一些溶解度高的赤铁矿胶结的磁性，保留着镜铁矿中某些带有原生剩余磁性的组分。这就是化学退磁方法的一般原理。实验表明，孔隙率好的红层进行化学退磁的效果较为理想;在化学处理时，标本与酸之间一定要保持足够大的接触面，必要时可在退磁过程中进行加热以促使反应加快。自然，化学退磁工作仍应在无磁场空间中进行。6.2.3数据处理与资料整理6.2.3.1岩石剩余磁性的平均方向和古地磁极位置岩石标本的剩余磁性是一个矢量，可以用矢量代数方法求得它们的平均方向。通常对于每个样品的矢量都给以单位权，这样在直角坐标系中每个标本的方向偏角D和倾角I可以用各个样品的方向余弦来表示:岩相古地理学图6.4 剩余磁性平均方向示意(据Tarling，1971)数字表示不同样品对于某个地层单位的许多标本和矢量平均方向，可以把各个标本的方向余弦相加，得出它们合成矢量的长度(R)和方向(Dm，Im)如图6.4:岩相古地理学岩相古地理学岩相古地理学地磁倾角与地磁纬度的关系是:tanI=2tanfm式中:fw为地磁纬度。6.2.3.2古地磁方向的精度和离散度的估计(1)费歇(Fisher)统计由于岩石形成的各种条件、地球磁场的长期变化、样品产状的破坏、剩余磁性的部分不稳定、某些磁性分量的存在以及实验的误差(采样误差和测量误差)等原因都可能引起剩余磁性矢量方向上的分散。在引起剩磁矢量方向散布的原因中，只有采样误差可以预先估计到。由采样误差所引起剩余磁性方向的测定误差，至少由下列误差组成:①测定磁偏角的误差(αm=0.5°);②地质罗盘仪器误差(αi=1°);③在样品上进行定向画线时的误差(αo=1°);④样品加工时引起的定向误差(αc=1°)。因此，测定剩余磁性的总误差为α= (刘椿，1991)。那么，只有当引起剩余磁性方向分散的其他原因可以忽略不计时，这个1.8°误差才能代表Jn矢量方向的最小分散程度。在一般情况下，天然剩余磁性矢量具有很大的固有分散性。为了统计分析这些Jn方向的分布，费歇(Fisher，1953)提出了下列方法。费歇认为，分布形式Cekcosθ与测量某一矢量方向时的随机误差规律相符，其中k是精度，θ是测量所得矢量方向和矢量真正方向的夹角。岩相古地理学式中:矢量k也叫作密集度，P是研究区内的总密集度。当完全随机分布时k值为零;当k＜3时，其分布无意义。方向彼此都一致时，则k为无穷大。岩相古地理学此式中的N是标本数量，也就是方向点的个数;R为合成矢量长度，它的大小可由公式R2=(∑x)2+(∑y)2+(∑z)2决定，其中x，y，z是单位矢量的方向余弦。所以，可以用k来衡量平均方向的精度。(2)平均方向可靠程序的评定与其离散度的估计假定矢量有N个测定，它的平均方向由测定得到的矢量相加求出，并且R就是这些矢量的几何和。这时，正如费歇指出的，角θ超出某一数值的概率可由下式来表示:岩相古地理学其中α是平均方向和真正平均方向的夹角。由此对平均方向测定准确度的估计有公式:岩相古地理学平均方向和真正平均方向的夹角大于α的概率是p。通常采用p=0.05，并且叫做95%的误差，即对平均方向的偏离在α角之外的概率只有1/20。这时上述公式就可写成:岩相古地理学Jn方向的实际分布常常服从费歇分布，存在方向的系统偏差(如Jn有两个分量时，Jn的部分不稳定的情形是很重要的，这时Jn的实际分布就不满足费歇分布)。因此，费歇认为统计分析能够用来测定岩石Jn的稳定性。所以，可用密集度k和信任圆的半顶角α95来量度一套地层单元平均方向是否呈费歇分布或评定磁极平均位置的可靠程度，其地层单元剩余磁性平均方向的密集度k愈大和α95值愈小，意味着费歇分布的可靠程度愈高。当角度很小时，可以近似地用下式求得:岩相古地理学不难看出，当 N→ 时，α95→0，那么 k 的数值是古地磁场方向的最佳估计。( 3) 极点误差与方向误差当求解各个方向平均方向的准确性 α95时，平均方向的倾角误差 δI = α95，它与平均倾角 I 无关。然而，平均方向的偏角误差 δD = α95/ cosI，也就是与平均倾角 I 有关。因此，当应用剩磁方向 D + δD 以及 I + δI 来确定古地磁周围的点时，置信圆 ( α95)可能转变为一个置信椭圆，这个椭圆是以最接近于平均古地磁极为中心的。同样，以平均古地磁极位置为中心的置信椭圆两极轴的长度可以沿着平均偏角以及与其相垂直的方向来计算，而与之相垂直方向的椭圆误差是 δp =1/2α95( 1 + 3cos2φ) 。这些均可使用吴氏网作投影图，在作出古地磁极位置的同时也画出置信椭圆来。( 4) Zijderveld 矢量图解方法Zijderveld 图解法是样品在退磁过程中各个阶段实测的剩余磁性矢量的变化投影在水平面与垂直面上的一种图解方法。由于这是荷兰人 Zijdevreld 在 1967 年最早使用的一种方法，人们就称其为 Zijderveld 法。Zijderveld 法作图，通常包括如下步骤: ①画出两条彼此互相垂直的坐标线 NS 和 EW线; ②标出 NS 和 EW 直线上的间隔数值，并使其满足于所测样品的 x、y、z 或 D、I 测定值; ③由 NRM 起，依次顺序标出每个退磁阶段 ( 如退磁温度) 测出的 x、y、z 或 D、I 数值; ④将各个数值点连接成线，并找出连线上开始向 NS 和 EW 坐标线原点的直线端点，此端点所表示的退磁阶段 ( 退磁温度或交变退磁场) 就是该类标本所要选取的最佳退磁数值 ( 退磁温度段或交变退磁场) 。有关 Zijderveld 矢量图的绘制，可用专门程序绘出图形。在大地构造的应用方面，上一节已经描述了地磁倾角与地磁纬度的关系，知道测得地磁倾角和剩余磁性的方向，利用产地的地理坐标便可求得古地磁极位置的现今地理坐标。下面重点介绍古地磁中的磁组构资料在构造地质分析中的应用。磁组构 ( Magnetic Fabrics) 技术是一种快速、经济和无损伤测量岩石组构的方法，已被广泛应用于地质和古环境研究 ( Hrouda，1982; 徐柏安，1990; 潘永信，朱日祥，1998) ，用以研究岩石的磁各向异性 ( Anisotropy of Magnetic Susecptibility，AMS) 。岩石的天然剩余磁化强度显示出的各向异性，通常反映岩石中铁磁性矿物的择优取向。磁组构的含义是将岩石磁化率的特征表示为岩石磁化率椭球体的形状和方向，其表示方法有两种:一是计算各种磁各向异性特征参数; 二是建立磁各向异性图。磁组构研究中各种磁各向异性特征参数的计算如下:1)平均磁化率(κ):几何平均:κ=(κ1κ2κ3)1/3算术平均:κ=(κ1+κ2+κ3)/32)磁各向异性度(p):p=κ1/κ3(Nagata，1961)3)磁线理(L)与磁面理(F):磁线理(L):L=κ1/κ2(Balsley等，1960)磁面理(F):F=κ2/κ3(Stacey，1961)4)椭球形状:椭球偏心率(E):E=κ22/κ1κ3形状因子(T):T=2(η2－η3)(η1－η3)－1其中，η1=lnκ1，η2=lnκ2，η3=lnκ3综上所述，古地磁的研究主要利用岩石的原生剩余磁性，经过样品采集、古地磁测量、剩磁稳定性检验、退磁和古地磁数据处理，最后作出数据解释的过程。6.2.4磁极位置的计算6.2.4.1古纬度和古地磁极位置古地磁学中约定把测试结果按轴向地心偶极子场模型表示成古地磁极位置。这个模型就是地磁轴和地理轴一致、磁赤道和地理赤道一致、地球表面上任意一点的磁纬度与地理纬度一致，所以可由磁倾角推算出地理纬度(图6.5)。但是这里指的是地磁场在正常状态下经过105年的时均值，即平滑去长期变化。在地质尺度上认为是瞬时内的地磁极则叫做虚地磁极(VGP)。图6.6中示出了极位置计算的几何图形。N表示现在地理北极。采样点S的地理坐标经度为λS，纬度为φS，已知该点的平均磁化方向，偏角为Dm，倾角为Im。计算出古地磁余纬度ρo。那么，由球面三角公式可以得到古地磁极P的地理坐标(经度λP，纬度φP)。在球面三角形NPS中，已知SP=p，SN=90°－φS，其夹角为Dm，依余弦定理:岩相古地理学图6.5 轴向地心偶极子场(据袁学诚，1991)图6.6 从平均磁化方向计算古地磁极(据袁学诚，1991)字母意义详见文字岩相古地理学式中β的取值范围0～360°。又根据余弦定理岩相古地理学当0≤β≤90°，270°≤β≤360°时，cosβ＞0，又因cosφScosφP＞0，－90°≤φS(φP)≤90°，cosp－sinφS·sinφS＞0，cosβ＞sinφS·sinφP;当90°≤β≤180°和180°≤β≤270°时，cosβ＜0，即cosβ＜sinφS·sinφP。从式(6.1)求得β，β取值范围是－90°≤β≤90°。这样，在岩相古地理学6.2.4.2古纬度和古地磁极位置的计算(1)古纬度已知某采样点的平均磁化倾角Im，由公式tanIm=2cotp求得古余纬度p=cot－1(0.5tanIm)古纬度φ=90°－p(2)古地磁极的位置计算已知标本产地的经度(λS，φS)，平均磁化偏角Dm，倾角Im，以及余纬度p，应用上述推导的表达式，求得古地磁极的位置:岩相古地理学6.2.4.3古地磁极性的判别已经证明，古地磁极位置比岩石磁化方向更接近于轴向对称。所以，用古地磁极位置来判别地磁极性更好些。新生代古地磁极位置的纬度分布，可分为3个区域，即剩余纬度0°～40°，40°～140°(40°～－50°)和140°～180°(－50°～90°)。落在3个地区的地磁极性分别为正常极性、中间极性(极性过渡式偏移)和反向极性。新生代以前，特别是前寒武纪，地磁极有可能跨过赤道。这时，就不能用古地磁极在现在地理坐标上的位置来区分地磁极性，而用极移曲线来划分。根据雷德(1972)的定义，由岩石单元的磁化方向计算的古地磁极(北极)落在能追索到现在地磁北极的极移曲线上及附近区域就称为“正常极性”，南磁极落在这条曲线上及附近就称为“反向极性”，其他均称“中间极性”。6.2.4.4绘制古地磁极曲线古地磁极移曲线是研究大陆漂移和地极迁移的重要工具。将某一稳定地块上，各个地质历史时期的古地磁极位置绘在地理坐标图上，并连成一个曲线或一个带，称为古地磁极移曲线，或称古地磁移轨迹(路径)。这里是把“地块”固定，而认为“极”在移动，所以，它不是地磁极的真实运动，故称为表现(或视)地磁极移(APW)曲线。如果只得到某段时间内各地史时期的古地磁极位置，也可以作出该段时间的古地磁极移曲线。绘制极移曲线的数据资料，要有一定的选用条件，粗略的标本是:1)每个采点的数据是由6块以上的样品统计的(6～9块为二级，＞9块为一级)。2)古地磁极位置至少是由5个采点统计的，可以认为消除了地磁场长期变化，或其他地磁场摆动的影响。3)样品经过退磁处理，建立了磁稳定性，确定出是单成分还是多成分。4)磁化年龄系由作者认为与岩石本身的年龄一致的，为乙类;磁化年龄系由其他测年方法推导的，为甲类。5)采点都在同一个构造块上，而且从原始磁化后没有相对移动。这些条件虽然不充足，但也不能硬性使用，否则就会淘汰许多资料。因此在编绘极移曲线时，有很大程度的主观判定成分。例如编绘者应当做的事有:①确定构造单元，非本单元的资料不要收入;②判定资料中哪些是加印磁化的;③确定出各资料点的可靠程度大小;④若认为资料的统计方法不合要求，要根据原始数据重新计算。将符合上述条件的古地磁极位置绘在现在地理坐标图上，按地质历史时期，以现在地理北极为出发点，由新到老按最小距离原则，将相邻时代的磁极连接起来，就形成一条代表地磁北极的视极移曲线。如果地质年代相差久远，缺少中间地质时期的古地磁极，则不能硬性连接得到视极移曲线。视极移曲线有几种表示方法。通常，将一个地块上得到的古地磁极位置绘在有现代经纬度线的地理图上，用一个宽约30°的带子包围各个位置点，或者作出各个位置点的置信A形圆，然后，按置信A形圆的范围勾绘出一个视古地磁极移带。在位置点不多的情况下，也可以简单地用折线将它们连接起来。要求精确时，要用样条函数拟合。通常，将有年龄资料、数据丰富、有可靠地质依据、置信区间为10°～15°的古地磁极位置点作为主要参考点，其他点只起辅助作用，或者说尚存在着争议。总之，得到的表观极移曲线要符合地质实际情况，如果两个连续地质单元得到的古地磁极位置距离与按其时间间隔推算的相差很大时，则是不合理的。就是说地质上连续的沉积地层和年代相近的火成岩，它们的古地磁极化位置是相近、连续变化的，否则难以解释。当然极性倒转要另外考虑。
古地磁成果讨论
通过对该区古地磁初步研究，获得了柴达木地区西南缘，即下石炭统和中二叠统古地磁结果结果见表6-15。为探讨该地区晚古生代晚期归属提供了古地磁依据。表6-15 研究区古地磁资料表（一）柴达木地区西南缘归属探讨人们一直认为晚古生代柴达木地块是华北板块的一部分，同时把其西南缘也作为柴达木地块的一个组成部分。通过对华北、扬子、塔里木板块古地磁结果 （表6-16）与这次获得下石炭统和中二叠统结果对比，其与华北扬子、塔里木板块相差较大。因而认为昆中断裂带应是柴达木地块的南界，其南地体应与柴达木地块分开，晚古生代晚期还不属于柴达木地块的组成部分，其获得的古地磁极与昆仑、羌塘地块相接近 （表6-17），因而认为它介于昆仑、羌塘地块之间，而更接近昆仑地块，总体来说，晚古生代晚期其应归属于印度板块的组成部分。表6-16 华北、扬子、塔里木板块晚三叠世一早二叠世古地磁资料表续表表6-17 柴达木、昆仑、羌塘地区晚三叠世一早二叠世古地磁资料表（二）松潘-甘孜地区的归属探讨从表6-15与表6-17对比可以看出，晚三叠世，松潘-甘孜地区与羌塘地块的极点位置与古纬度基本一致，因而认为，松潘-甘孜地区应与羌塘地块连在一起，组成一个统一的地块。而与昆仑地块还存在一定差异，其古纬度还差10个纬度差左右，即相距1 000 km左右，因而也反映了晚三叠世时古特提斯洋在该区的存在，到中晚侏罗世时古特提斯洋才完全闭合。
古地磁研究成果
根据古地磁研究成果，从前震旦纪形成至石炭纪末拼贴在欧亚大陆南缘，塔里木板块是一个独立的古大陆板块，经历了复杂的漂移运动，总体从南纬中纬度地区裂解出来，向北纬低纬度地区漂移，再向北纬中高纬度运动，复又向北纬中纬度转移，晚石炭世，塔里木盆地作为欧亚大陆的一部分，最后定位于现今的位置。1995年，李永安等发表了塔里木及其周边古地磁研究与盆地形成演化的论著，根据收集的塔里木地块数百个古地磁数据及他们自己的测试成果，按新的地层划分意见进行综合整理、归纳、统计，获得了塔里木地块综合古地磁极34个，建立了塔里木地块震旦—第三纪综合古地磁极移曲线（图1-13）。图1-13 塔里木地块综合极移曲线图Fig.1-13 Synthetic carve of polar wandering of Tarim land mass（据李永安，1995）1—正面投影；2—北面投影；3—南半球投影；4—北半球投影；5—阿克苏-乌什古地块及其移动轨迹；6—库鲁克塔格古地块及其移动轨迹；7—塔里木地块形成及其以后的运移轨迹古地磁极移曲线表明，塔里木地块在震旦纪位于南半球。由阿克苏-乌什和库鲁克塔格两个不相连的古陆，在Z22以后拼接在一起。在北向运移同时，发生旋转运动。它经历了两次快速北移，即中志留—中泥盆世时期，从10°N移到19°N，转移速度为1.67cm/a，同时顺时针扭动12.5°；晚二叠—三叠纪时期，从30.1°N运移到34.6°N，运移速度1.2cm/a，同时顺时针扭动39.3°；一次快速向南移动，即中侏罗世—早白垩世时期，从37°N运移到26°N左右，逆时针旋转10°±，运移速度为0.84cm/a。晚白垩世以来又逐渐向北移动，其速度为0.4～0.5cm/a。作为矿床研究者，特别是作为区域成矿研究者，获得塔里木地块在震旦纪以前位于南半球，塔里木板块在石炭纪末拼贴于欧亚大陆之前是一个独立的块体这两点结论非常重要。因为根据这两点结论，将塔里木板块前震旦纪成矿作用与冈瓦纳构造岩浆成矿作用做某些对比就是顺理成章的事了。
