（第四纪地质学专业论文）巫山第四纪沉积物的磁学特征.pdf

曲甬大宇坝十宁何论文捅要 巫山第四纪沉积物的磁学特征 第四纪地质学专业硕士研究生王建明 指导教师王建力教授 摘要 中国第四纪黄土是在干旱的气候条件下由风力作用带到其它地区堆积的沉积 物质，其分布的广泛性、沉积时代的连续性及对全球环境变化事件与古气候演变 的敏感性，对于重建第四纪古环境研究中具有重大的意义，还直接关系到农业生 产与工程建设等社会经济的发展。 我国在黄土研究领域取得了令世人瞩目的成果，开创了全球第四纪环境研究 的新天地，使得中国黄土成为全球第四纪环境演化的三大信息载体之一。但作为 我国第四纪黄土沉积物中的一种独特类型，长江下游的下蜀黄土、长江三角洲地 区以及长江三峡地区的风尘沉积及其次生产物的研究水平与北方黄土的相比，还 有较大差距。这与前者空间分布较分散的客观事实有重要关系，而影响其研究水 平最重要的因素是我国南方湿热气候条件对原始风尘沉积物巨大的改造作用。 本文的研究地点是长江三峡的巫山地区。在长江南北两岸的山地与江边确定 了2 个代表性剖面，即望天坪l 号点( w t p l ) 与巫山师范学校3 号点( w s 3 ) ， 共采集第四纪沉积物样品4 1 个，基岩样品1 个。对第四纪沉积物样品进行自然风 干并研磨，分别制样后进行粒度与磁化率测试等实验。 粒度是沉积物最基本的物理特征，粒度分析是分析沉积环境、搬运过程和搬 运机制的重要手段之一。粒度的基本特征不仅可以作为沉积物分类命名的定量依 据，而且是追溯沉积物沉积环境的重要证据。粒度实验与分析表明，巫山第四纪 沉积物主要由5 5 0 u m 粉砂组成，w s 3 与w t p l 剖面平均占6 5 3 7 、5 3 4 4 ，为 众数粒组； 5 0 u m 砂粒平均含量分别占1 5 5 4 、0 7 9 ； 5 0 1 a m ) 、粉砂( s s 0 r t m ) 和粘土( 5 0 “m ) 三大组分来看， w s 3 与w t p l 第四纪沉积物全剖面均以粉砂粒级为主，平均含量分别占6 5 3 7 、 5 3 4 4 ，均为粘质粉砂土类型，与北方黄土呈较明显延续关系。w s 3 剖面的脚 值介于4 8 9 5 6 4 之间，平均5 2 9 0 ，与频率分布曲线主峰偏向粗端的情况一致； 偏度黜主要介于o 7 6 , , - 0 7 8 之间，平均0 7 8 ，全剖面粒度标准离差舳变化于 3 2 3 4 1 9 之间，平均3 6 6 ，说明整个剖面粒度组成极不均一，也反映物质来源可 能较复杂。w t p l 剖面的脚基本介于6 11 7 2 3 ( i ) 之间，平均6 8 8 ( i ) ，偏度s x 两南人学硕十学位论文摘要 主要为2 7 5 3 1 4 ，平均0 8 1 ，呈负偏态，略有粗尾。标准离差和变化于1 4 3 - 1 5 4 之间，平均1 4 6 ，粒度组成非常均一，显示了单一的搬运营力。其k d 值也证实了 这一点，k d 值主要变化于0 3 7 1 3 7 之间，平均0 6 5 ，波动不大。频率分布曲线 为单峰，粒度参数具有较高的一致性特征。综上分析可知巫山第四纪沉积物具有较 明显的风成特征。 质量磁化率( ) c ) 是样品磁性强弱的反映。w s 3 第四纪沉积物全剖面的质量磁 化率平均值为9 1 8 4 ( 1 0 瑙m 3 - k g o ) ，介于7 3 1 0 1 0 8 5 7 之间，波动较大。w t p l 第 四纪沉积物全剖面的质量磁化率波动于0 9 6 5 2 3 4 9 之间，相对较小，平均值为 1 6 8 7 ( 1 0 一m 3 k g d ) ，不到w s 3 的1 5 ，比较反常，可能与二者磁性增加机制差异 较大有关。总体而言，两剖面的磁化率均偏低，可能表明两地的风化成土作用并 不十分明显。 频率磁化率( z f d ) 可反映超顺磁性矿物的存在与否。w s 3 剖面频率磁化率介 于0 4 2 7 - t ) 5 2 4 之间，平均为0 0 6 4 ；w t p l 剖面频率磁化率在2 5 0 7 - - 0 3 7 6 之间波 动，平均- 0 3 8 6 。二者炳 5 0 9 mp a r t i c l e sa n d 5 u mp a r t i c l e sa c c o u n tf o ro 7 9 ，15 5 4 a n d4 5 7 8 19 0 9 r e s p e c t i v e l y t h e g r a i n s i z ef r e q u e n c y d i s t r i b u t i o n p r e s e n t ss i n g l e - p e a km o d e a n dt h ep a r t i c l ep a r a m e t e r s a r ea l m o s t l y c o i n c i d e n t i tc a nb ec o n c l u d e dt h a tw u s h a nq u a t e m a r yd e p o s i ti sa l s ot h e a t m o s p h e r i cd u s ts e d i m e n tb a s e do ng r a i n - s i z ee l e m e n t a r ya n a l y s e s 1 1 1 eq u a l i t yo fm a g n e t i cs u s c e p t i b i l i t y ( 力i sar e f l e c t i o no ft h e s t r e n g t ho fm a g n e t i s m t h ea v e r a g em a g n e t i cs u s c e p t i b i l i t y o fw s 3 q u a t e r n a r yd e p o s i to ft h ew h o l ep r o f i l ea c c o u n t sf o rt h e9 18 4 ( 1 0 嗡m 3 k 9 1 ) ，r a n g i n gb e t w e e n7 31 0 - 1 0 8 5 7 t h em a g n e t i cs u s c e p t i b i l i t yo fw t p l q u a t e m a r yd e p o s i to ft h ew h o l ep r o f i l ef l u c t u a t e sb e t w e e n0 9 6 5 - 2 3 4 9 ， w i t ham e a no f1 6 8 7 ( 1 0 - s m 3 k g 。1 ) ，l e s st h a no n e - f i f u lo fw s 3 t h e c o n t r a s tm a yb ec a u s e db yt h et w od i f f e r e n tm a g n e t i cm e c h a n i s m o nt h e w h o l e ，t h em a g n e t i cs u s c e p t i b i l i t yo ft h et w op r o f i l e si sl o w ，r e f l e c t i n gt h a t t h er o l eo fw e a t h e r i n gi sn o to b v i o u s f r e q u e n c ym a g n e t i cs u s c e p t i b i l i t y ( 炳) i su s e dt op r o v et h ee x i s t e n c e o ft h es u p e r - p a r a m a g n e t i cm i n e r a l s a c c o r d i n gt ot h er e s u l t ，w s 3p r o f i l e s f r e q u e n c ym a g n e t i cs u s c e p t i b i l i t y i s b e t w e e n - 0 4 2 7 - 0 5 2 4 ，w i t ha n a v e r a g eo f0 0 6 4 ，a n da l ls e c t i o n sz f 0 5 0 1 a m ) ：w s 3 音u 面样品砂粒组分含量变化范围介于8 4 1 2 5 0 2 之 间，平均含量1 5 5 4 ，明显高于洛川黄土、嵊山黄土与向阳第四纪沉积物剖面同 粒级组分平均值，比浪岗山黄土的略高。w t p l 剖面样品的变化范围介于o 4 6 0 两南大学硕十学位论文第4 章巫山第四纪沉积物的粒度特征 之间，平均含量仅为0 7 9 ，远小于洛川黄土、嵊山黄土与向阳剖面第四纪沉积物 同粒级组分平均值，也与w s 3 n 面的砂粒含量相差悬殊。 粗粉砂组分( 5 0 - 1 0 9 m ) ：w s 3 n n i j 面样品的粗粉砂粒度组成介于4 7 6 9 5 3 9 2 之 间，平均含量为5 0 7 8 ，为w s 3 n n i j 面众粒组，比洛川黄土的5 3 3 略低，比嵊山黄 土( 4 2 3 ) 、浪岗山黄土( 4 8 2 8 ) 、向阳剖面第四纪沉积物( 3 5 o ) 的含量高。 w t p i 音i 面样品的粒度组成介于1 9 8 9 - 4 0 5 8 之间，平均含量仅为2 8 1 0 ，为望天 坪剖面次众粒组分，远低于洛川黄土、嵊山黄土、浪岗山黄土与向阳剖面第四纪 沉积物的粗粉砂组分含量。 细粉砂组分( 1 0 - 5 p m ) ：前者该粒级组成介于1 1 7 9 1 7 7 3 之间，平均含量 1 4 5 9 ，比洛川黄土( 1 2 5 ) 、浪岗山黄土( 1 2 9 5 ) 的组成略高，比嵊山黄土 ( 1 5 8 ) 的略低。后者的细粉砂组分含量介于2 1 9 0 一2 8 2 5 之间，平均含量 2 5 3 4 ，明显高于上述三个剖面。 粘粒组分( 5 0 9 m 的砂粒组分较洛川、嵊山、浪岗山黄土的含量都高，分别是后三者的2 2 9 、2 1 9 、 1 1 2 倍，可能表明该剖面黄土除接受了末次冰期强劲冬季风带来的“远源风尘外， 还接受冬季风带来的“近源”沉积。w t p l 剖面第四纪沉积物整个粉砂( 5 5 0 u m ) 组分含量虽达n 5 3 4 4 ，但1 0 5 0 1 t m 粒级含量仅占2 8 1 0 ，富集不明显，似乎不能 构成风成特性有力的直接证据。然而，砂粒( 5 0 u m ) 组分含量极度偏低( 仅占0 7 9 ) 与粘粒( 5 u r n ) 组分异常偏高现象，表明这可能与其地处亚热带且山地降水较多 风化成壤作用较强有关，或者可能与w t p l 处在山地迎风坡接受了比w s 3 剖面更多 的“远源”风尘沉积物质。 据研究，中等风暴条件下， 2 0 “m 的粉尘以在空气中长期悬浮的模式被风力搬 运，是远源风尘物的主要组成部分( p y ek ，1 9 9 1 ) 。刘东生等( l i ut u n g s h e n g ，1 9 8 2 ) 对源自15 0 0k m 以外中国北部荒漠的现代大气降尘的研究揭示，风尘中以 3 0 9 m 的组分占优势。巫山w s 3 与w t p l 剖面第四纪沉积物粒径主要集中在5 - 5 0 1 x m ， 2 0 9 m 与 5 0 i t m ) 、粉砂( 5 - 5 0 9 m ) 和粘土( 5 0 p m ) 三大组分来看，w s 3 与w t p l 第四纪沉积物全剖面均以粉砂粒级为主粒，平均含量分别占6 5 3 7 、 5 3 4 4 。根据任明达等( r e nm i n g d a , w a n gn a i 1 i a n g ，1 9 8 1 ) “砂粒组一粉砂组一 粘土组 三角分类进行判别，w s 3 与w t p l 剖面第四纪沉积物均为粘质粉砂土类 型。虽然后者粘粒含量比前者的更大，但两地都属于粘黄土带，与北方黄土呈较 明显的延续关系( 图4 2 ，图4 3 ) ，这与刘东生提出的中国黄土自西向东空间分布 依次是砂黄土带、黄土带和粘黄土带的规律性相一致( l i ut u n g s h e n g e t a l 1 9 8 5 ) 。 1 5 、 m = ， n 一 一 j l 一 | ， 笠 3 2 i q一一 一苎：暑， i - 一美 。，珏 。叁。 。 田43w t p i 幕四；a 沉积物三角分布图 f i g43c l a y - s i l l - 湖d t f i m l g u l a rp l o to f q u a t e r n a r y d e p o s i t i n w t p ip r o f i l e 4 4 巫山第四纪沉积物主要粒度参数的基本特征 样品的粒度参数与沉积物的形成环境有很好相关性，其计算公式有多种但有 较大差别( f o l p a r a k rl 1 9 9 6 ) ，本文采用的矩法方法计算，主要公式。如下： 。l 0 9 2 d ( m m ) ( 1 ) 屿= f m ，f ( 2 ) 也= l ，( 吖，f i ) t 2 ( 3 ) r _ mp h lp f o g n m l f o r 呻l a 2 2 删。h t kn t t d , x ：r l a n d s l 9 1 6 两南大学硕十掌何论文第4 章巫i ij 第p q 纪沉积物的税度特征 s k 。：步互些；型： ( 4 )。：y 生! 旦_ 二生( 4 ) 9 一t = l 彰u 0 k 。：争乏! 丝! ；查! ! ( 5 )k 。：y 生! 旦! 二( 5 ) 怎 s ： 上式中( 1 ) 、( 2 ) 、( 3 ) 、( 4 ) 和( 5 ) 分别是m n l 值转换公式、平均粒径、标准差、 偏度和峰态的计算公式，其中力是每个粒级的体积百分含量，m 是每个粒级的粒 径。 平均粒径( 尬) 代表了沉积物粒度分布的集中趋势。与洛川黄土、向阳风成 黄土和镇江下蜀黄土相比( 表4 4 ) ，w s 3 剖面的值基本上在4 8 9 5 6 4 之间 变化，平均值为5 2 9 ( i ) ，比洛川黄土、镇江下蜀黄土以及w t p l 剖面第四纪沉积物 的都小，表明其平均粒径较粗，综合其满足“风成基本粒组 与风动力条件来分 析，可能表明其接受了一定量近源风尘物质。标准差( 如) 反映沉积物相对于平 均粒径的分散程度。w s 3 全剖面的如变化于3 2 3 4 1 9 之间，平均3 6 6 ，说明整 个剖面粒度组成极不均一，也反映物质来源可能较复杂。偏度( 鄹岛) 是表示频率 分布对称性的参数，反映众数相对的位置。w s 3 剖面的脒$ 主要在o 7 钏7 8 之间 变化，平均o 7 8 ，比洛川黄土等更偏正，明显有细尾，这在频率分布曲线( 图2 ) 样品粒度主峰偏向粗端上得到了证实。峰态( 岛) 是频率曲线尾部展开度与中部 展开度之比，用以说明与正态分布曲线相比时分布曲线峰的宽窄和尖锐程度。w s 3 的岛介于0 6 2 - - 0 6 5 之间波动，平均o 6 4 ，峰度很平坦，表明沉积物未经改造就 进入新环境，且新环境对其改造作用不明显。 w t p l 剖面的值基本上在6 1 1 7 2 3 之间变化，平均6 8 8 ，比洛川黄土( 6 6 ) 略大，比向阳风成黄土( 7 2 3 ) 略小，体现了我国黄土在空间上的分布规律( l i u t u n g s h e n g ，e t a l ，1 9 8 5 ) 。偏度s k , t , 主要在2 7 5 3 1 4 之间波动，平均0 8 1 ，呈负偏态， 略有粗尾。如变化于1 4 3 一1 5 4 之间，平均1 4 6 ，比洛川黄土、向阳风成黄土和镇 江下蜀黄土均低，说明整个剖面粒度组成非常均一，显示了单一的搬运营力。其 介于4 3 8 5 5 8 之间波动，平均4 8 6 ，峰态尖锐，峰度很高，可能表明沉积物早先 沉积环境的分选能力很强，而在有少量外来物加入后，其环境的分选改造能力较 弱。k d 值是 5 i t m 的粘粒含量与1 0 5 0 9 m 颗粒百分含量的比值( l i ut u n g s h e n g ， e t a l 1 9 8 5 ) 。w t p l 剖面第四纪沉积物的k d 值波动不大，主要变化于0 3 7 1 3 7 之间， 平均o 6 5 ，比表中各地都小。它也反映了其颗粒组成具有一致性特点。这也充分表 明其在堆积前曾受到过高度的分选，并且分选营力应该是风力，因为在几十万年 的时段内，水动力要保持如此一致的分选条件很难想象。 1 7 西南人学硕十学何论文第4 章砸山第四纪沉积物的粒度特征 表4 4 巫山第四纪沉积物与其它黄土参数比较 t a b 4 4c o m p a r i s o no fp a r a m e t e r sb e t w e e n tw u s h a nq u a t e r n a r yd e p o s i ta n do t h e rl o e s s 注：洛川黄土、向阳削面及下蜀黄4 - 数据引来自刘东生( 1 9 8 5 ) 、李徐生等( 1 9 9 7 。2 0 0 1 ) 4 5 小结 通过以上对巫山两剖面第四纪沉积物粒度特征的分析，得到以下几点认识： 第一，w s 3 、w t p l 第四纪沉积物与洛川黄土等黄土粒度组成比较发现，巫山 第四纪沉积物与各地黄土各粒级的含量都比较接近，粒度组成均是以粉砂为主， 而粘粒次之，属粘质粉砂土类型，基本符合我国黄土粒度组成的基本特征。 第二，巫山第四纪沉积物因地理位置、地貌类型及气候条件的差异在粒度组 成上表现出明显的地域性。w s 3 剖面标准差较大、分选差，可能表明沉积物质来 源较复杂；剧偏正即曲线主峰位于粗端而细尾较重，可能与其接受了大量“近源 沉积物有关。而w t p l 剖面粘粒含量高，且粒度组成非常均一，分选好。s k 偏 负表明曲线主峰位于细端，有粗尾，可能与其地处亚热带且海拔高降水较多而风 化成壤作用较强而粗尾明显；或者与其地处山地迎风坡接受末次冰期强劲冬季风 带来的北方细颗粒较多有关。对巫山第四纪沉积物进行地球物理与化学方面的研 究将有助于弄清其物源。 第三，粒度频率曲线图与主要粒度参数分析均表明巫山第四纪沉积物具有风 成沉积物特征，但仍须结合其它指标相互印证。 1 8 两南大学硕十学位论文 第5 章巫i ij 第四纪沉积物的磁学特征 曼! 曼曼曼曼! ! 曼曼曼! ! 曼曼曼! ! ! 曼曼曼曼蔓曼曼曼! 曼! 曼曼皇! ! ! ! ! ! ! ! 曼曼曼曼曼皇曼曼蔓舅曼曼曼曼皇曼曼曼曼i i i ! 皇曼 第5 章巫山第四纪沉积物的磁学特征 5 1 环境磁学基本原理与方法 5 1 1 环境磁学的基本原理 环境磁学的原理是测量土壤、沉积物和岩石、大气尘埃等自然物质和人类活 动产生的磁性物质的各种磁学参数，提取环境变化的信息。从而了解自然过程和 人类活动对环境的影响，预测环境长期变化的趋势。 5 1 2 物质的磁性 任何物质都表现出一定的磁性特征，物质的磁性可以分为三类：抗磁性、顺磁 性和铁磁性。 抗磁性物质，如石英、长石、方解石、石膏等，在j l - d n 磁场的作用下，产生 与外磁场相反的感生磁矩；当外磁场去掉后，感生磁矩就立即消失。它的磁化率 很小，为负值，磁化率曲线为直线。 顺磁性物质，如粘土矿物、黑云母、角闪石、辉石、褐铁矿、黄铁矿等，在 外加磁场的作用下，其磁化方向与外磁场相同；在去掉外加磁场后，原子磁矩在 热运动的作用下，取向完全杂乱，因而在宏观上不显示磁性。它的磁化率不大， 为正值，磁化率曲线为直线。 铁磁性物质，其特点有较强的自发磁化，即使无j i - n 磁场，其内部仍然是磁 化的，有一定的磁化强度。它的磁化率较大，为正值，磁化率曲线为复杂的磁滞 回线。铁磁性物质的磁性与温度有一定的关系，当其被加热到居里温度时，不再 具有铁磁性，而表现为顺磁性物质的特征。铁磁性物质又可分为亚铁磁性物质、 不完全反铁磁性物质和完全反铁磁性物质。 亚铁磁性物质，如磁铁矿、磁赤铁矿和磁黄铁矿，其表面上非常类似于铁磁 性物质，即使利用磁测技术也很难区分这两种磁性物质，亚铁磁体的磁性特征取 决于它们特殊的晶体结构，一般都是具有尖晶石结构。 不完全反铁磁性物质，如赤铁矿，当有杂质或晶格有缺陷时，反铁磁性的平 行度就会有改变，致使自旋方向斜交，而具有不完全反铁磁性结构的天然晶体。 完全反铁磁性物质，如：针铁矿，晶体结构中有两种反平行的磁次晶格，由于 它们的磁矩完全相同，这种物质总的自发磁化强度为零。 5 1 3 几种常见的磁性矿物 ( 1 ) 、铁的氧化物 1 ) 、磁铁矿 1 9 两南人学硕十学何论文第5 章巫山第p q 纪沉积物的磁学特征 磁铁矿( f e 3 0 4 ) 是自然界最重要的磁性矿物，它普遍存在于火成岩、沉积岩以 及低温和高温变质岩之中。它是反尖晶石结构的立方晶系矿物。 磁性特征： 饱和磁化强度：4 8 0 k a m ：饱和质量磁矩：9 0 9 3 a m 2 瓜g ；矫顽力：2 1 0 m t ； 剩磁矫顽力：15 3 3 m t ：质量磁化率：4 5 0x10 e 6 m 3 瓜g ；岩石磁性：亚铁磁性； 饱和磁化场：3 0 0 - - - 4 0 0 m t ：居罩温度：5 7 5 。c ：低温转换温度：1 2 0 k ；加热到高温 转换温度5 7 5 6 0 0 时，转为赤铁矿。 2 ) 、磁赤铁矿 磁赤铁矿( 7 f e 2 0 3 ) 是磁铁矿充分氧化的产物，是反尖晶石结构，磁赤铁矿是磁 铁矿的低温氧化或风化作用的最终产物，普遍存在于陆上和水下环境。磁赤铁矿 在土壤学中尤为重要，它对了解土壤的形成和亚土壤的性质提供了重要信息。同 时它也是风成沉积物土壤化作用强弱的标志。在古地磁学中，7 f e 2 0 3 的存在表明 人然剩磁中以原生的化学剩磁为主。磁赤铁矿是不稳定矿物，在真空或空气中加 热时，都会转变为赤铁矿。 磁性特征： 饱和磁化强度；3 8 0 k a m ：饱和质量磁矩：8 0 8 5 a m 2 蚝；矫顽力：2 10 m t ： 剩磁矫顽力：1 5 3 3 m t ；质量磁化率：5 7 0 1 0 e 6 m 3 k g ：岩石磁性：亚铁磁性； 饱和磁化场：3 0 0 4 0 0 m t ；居里温度：5 9 0 - 6 8 0 ；加热到高温转换温度2 5 0 - - , 7 5 0 时，转变为赤铁矿。 3 ) 、赤铁矿 菱而体结构的赤铁矿( a f e 2 0 3 ) 是不完全反铁磁性矿物，是各种磁性矿物高温氧 化的最终少叔物。 磁性特征： 饱和磁化强度：2 5 k a m ：饱和质量磁矩：0 5a m 2 l ( g ；矫顽力：大约4 0 0 m t ： 剩磁矫顽力：大约7 0 0 m t ：质量磁化率：6 10 e 6 m 3 瓜g ；岩石磁性：不完全反铁 磁性：饱和磁化场：和7 t ；居里温度：6 7 5 ；低温转换温度：2 5 0 k 。 ( 2 ) 、铁的氢氧化物 1 ) 、针铁矿 在自然界中，铁的氢氧化物为微晶风化产物，常总称为褐铁矿。其中最重要 的矿物为菱面体的针铁矿( a f e 0 0 h ) ，普遍存在于土壤和各种沉积物中。 磁性特征： 饱和磁化强度：大约2 k a m ；饱和质量磁矩：大约1 a m 2 k g ；矫顽力： 3 0 0 4 0 0 m t ：剩磁矫顽力：6 0 0 , - , 7 0 0 m t ；质量磁化率：小于6 1 0 e 6 m 3 k g ；岩石 磁性：不完全反铁磁性；饱和磁化场：5 - 7 t ：居里温度：1 0 0 - - , 1 2 0 。c ；低温转换温 两南大学硕十学何论文第5 章砸山第四纪沉积物的磁学特征 度：7 7 k ；热到高温转换温度3 5 0 时，转变为赤铁矿。 2 ) 、纤铁矿 纤铁矿在土壤和沉积物中的含量较少。它的磁性为完全反铁磁性，其居里温 度点远低于室温，是1 9 6 。c ，在常温下纤铁矿没有携带剩磁的能力，是顺磁性矿物， 其重要特性是当加热至2 5 0 , 一3 5 0 。c 时脱水变成磁赤铁矿。 ( 3 ) 、铁的硫化物 1 ) 、胶黄铁矿( f e 3 s 4 ) 是在缺氧的条件下形成的，如在硫酸盐中普遍出现。 磁细菌也可以通过生物矿化作用形成胶黄铁矿。在矿物结构上胶黄铁矿与磁铁矿 类似，具有亚铁磁性，但其饱和磁距仅是磁铁矿的1 4 。胶黄铁矿的居里温度在 3 3 0 左右，与硫铁矿( f e s ) 的奈尔温度( 3 2 0 ) 和磁黄铁矿的居里温度( 3 2 0 ) 很 接近。单畴胶黄铁矿的矫顽力足够大，可以维持稳定的剩磁。 磁性特征： 饱和质量磁矩：2 5 - 2 9 a m 2 k g 剩磁矫顽力：8 1 0 0 m t ；质量磁化率：1 7 0x 1 0 e 5 m 3 k g , 岩石磁性：亚铁磁性；饱和磁化场：3 0 0 4 0 0 m t ；居罩温度：3 0 0 4 0 0 。 2 ) ，磁黄铁矿是火成岩、变质岩和沉积岩中普遍存在的矿物，但通常它不是剩 磁的主要携带者。人然的磁黄铁矿实际上是单斜晶系的f e 7 s 8 ( 亚铁磁性) 和六方晶 系的f e 9 s l o 和f e l o s l l ( 反铁磁性) 的混和物。磁黄铁矿的居里温度为3 2 0 。 磁性特征： 饱和磁化强度：8 0 k a m ；饱和质量磁矩：2 5 2 9 a m 2 瓜g ；剩磁矫顽力： 1 肛l o o m t ；质量磁化率：6 9 0 x1 0 e 5 m 3 l ( g ；岩石磁性：亚铁磁性；居里温度：3 2 0 ； 低温转换温度：3 0 一4 0 k ，磁性下降；加热到高温转换温度2 0 0 时，磁性增强， 约5 4 0 。c 经磁铁矿变为赤铁矿，慢慢冷却有f e 7 s 8 析出。 ( 4 ) 、其它的磁性矿物 菱铁矿( f e c 0 3 ) 在碳酸盐的沉积物中普遍存在，常温下为顺磁性，因此不携带 天然剩磁。即使在室温条件下，天然的菱铁矿暴露在空气中几周至几个月便会发 生氧化，并在这一过程中获得化学剩磁。菱铁矿被加热时会迅速氧化成磁铁矿和 磁赤铁矿，并最终在3 0 0 形成赤铁矿。即使在很弱的环境磁场中，由此产生的磁 铁矿所携带的的化学剩磁也足以掩盖灰岩或碳酸岩等样品中较弱的天然剩磁，在 这种情况下，应及时终止热退磁过程( 柯林森，19 8 9 ) 。 5 1 4 基本磁学参数 磁化率、非磁滞剩磁、等温剩磁、等温剩磁与饱和等温剩磁的比值、磁滞回 线参数等是反映沉积物、岩石磁学性质的主要磁学参数。下面简要叙述它们的基 本含义及其影响因素。 2 l 两南大学硕十学待论文第5 章巫i ij 第四纪沉积物的磁学特征 ( 1 ) 、磁化率 放入磁场中的物质所感应的磁化强度与外磁场强度的比值，称为磁化率，它 表示样品被磁化的程度。 r = m h k 为体积磁化率，m 为磁化强度，h 为外磁场强度。在国际单位制中，m 的 单位是特斯拉( t ) ，h 的单位是安培每米( a m ) 。由于磁化强度m 和磁场强度h 的 量纲一样，所以磁化率是无量纲的量。 质量磁化率( ) c ) 是另一常用的量，其换算关系为： ) c = ( k i f - - j 11 c i f 窄) m k i f 是物质的低频体积磁化率，k l f 空是样品盒低频体积磁化率，质量磁化率( ) c ) 单位是m 3 k g - 1 ，国际上多采用1 0 墙m 3 - k g j 作为质量磁化率的单位。在测得样品的 平均密度的情况下，也可用以下公式换算得到质量磁化率： ) c = 1 ( p 磁化率值常用作亚铁磁性矿物含量的粗略量度，它的大小与磁性矿物的含量 成正比。研究还表明它也反映磁性颗粒大小的变化，粗颗粒的磁性矿物( 如多畴和 大的准单畴) 和非常小的超顺磁颗粒对磁化率的贡献最大。 绝大多数沉积物、岩石包含抗磁性、顺磁性和铁磁性矿物( 广义) 这三个组分， 其低场质量磁化率) c 是所有矿物磁化率的总和。铁磁性矿物的磁化率是由磁性矿 物的含量、粒度、种类和测试条件( 温度、外加磁场特性) 等变量决定的。 ( 2 ) 、频率磁化率 频率磁化率( 舯) 是指样品在低频( 0 4 7 k h z ) 磁场和高频( 4 7 k h z ) 磁场中磁化率 值的相对差值，即 ) ( f ；a = 0 0 r x h r ) ) c l f 】10 0 式中) 。f 和加分别是低频( 0 4 7 k h z ) 磁场和高频( 4 7k h z ) 磁化率。 依赖于外加磁场频率的磁化率( 炳) ，用来反映超顺磁性矿物的存在。m a h e r ( 1 9 8 6 ) 认为，在高频外加磁场中，超顺磁的铁磁性颗( 1 4 ，这种情况极少、或误差影响、各向异性、 或因样品污染而产生。如在40 0 0 个英国土壤样品中，只有7 个样品x f d 1 2 。 ( 3 ) 、非磁滞剩磁 将样品同时置于较弱的恒定直流场和一叠加的交变退磁场之中，使交变退磁 场从峰值递减至零，在这个过程中样品所获得的剩余磁化强度就是非磁滞剩磁 ( a r m ) 。在获取a r m 时，一般将恒定直流场设置为0 0 5 0 1 m t ，交变退磁场的 峰值设置为8 0 1 0 0 m t a r m 主要对细小的磁性矿物( 单畴和小的准单畴) 特别敏 感。a r m 的获得受到磁性颗粒相互作用的影响，与磁性矿物的含量呈非线性相关 ( c i s o w s k i ，1 9 8 1 ) 。 该参数也可用非磁滞剩磁磁化率( 撇m ，1 0 m 3 - k g - 1 ) 表示，计算公式： x a r m = a r m h 式中h 为恒定直流场，通常情况下取0 0 4 m t ( 0 0 4 m t = 0 3 1 8 4 1 0 2a m 1 ) 。 ( 4 ) 、等温剩磁 等温剩磁( i r m ) 是样品在常温下于恒定磁场中短时间磁化而获得的剩余磁化 强度。样品的i r m 随设置的恒定磁场的增强而增大，直至完全饱和，这时获得的 i r m 称之为饱和等温剩磁( s i r m ) 。饱和等温剩磁( s i r m ) 与样品中磁性矿物的含 量成正比，但也反映磁性矿物的颗粒大小和类型的变化。例如，在给定的浓度下， 粗粒的多畴颗粒比s d 颗粒有较低的饱和等温剩磁。中等粒径的磁性矿物( 2 u m ) 对 s i r m 的贡献要大于对a r m 的贡献。在实验室测量沉积序列的大批量样品的s i r m 时，一般将外加恒定磁场设定为1 2 2 t 。 ( 5 ) 、剩磁矫顽力 剩磁矫顽力【( b o ) c r 指样品的饱和等温剩磁降低到零所需的反向磁场强度 ( m t ) ，用于区分磁性矿物类型和磁性矿物大小的变化。赤铁矿的0 3 0 ) c r 大于 7 0 0 m t ，磁铁矿的( b o ) c r 小于5 0 m