地磁学教学课件

地磁学地磁学1

地球的电磁现象是重要的地球物理现象之一，它可以反映上至太阳活动、行星际空间、磁层、电离层，下至地壳、地慢、地核中发生的与电磁过程有关的各种物理过程。对地球电磁现象的实验、观测和研究，是认识高空和地球内部介质的物性、组成、运动状态和孕震过程的重要途径之一。本章首先介绍磁场基础知识地球的电磁现象是重要的地球物理现象之一，它可以反映上至太阳2§1磁场的基础知识一、磁场、磁感应强度与磁场强度1、磁场磁性：物质能够吸引铁的属性叫做磁性。磁场：我们把存在着磁力作用的空间区域叫做磁场。场是一种看不见、摸不着的特殊的物质，但它具有动量、能量和质量，其动量、能量和质量都能够被检测出来。对于场的物质性的认识，乃是物理学史上的一块划时代的里程碑。§1磁场的基础知识3天体磁场：地球和其他许多天体都具有磁性，天体及其周围的磁场叫做天体磁场。地球磁场：地球本身及甚周围的磁场叫做地球磁场。在地球上，悬挂起来的能在水平面内自由转动的磁针，总是静止在靠近地球的南北方向上。人们规定:磁针指南的那个极为它的指南磁极，衡称为南磁极或负磁极，用S表示；指北的那个极为它的指北磁极，简称北磁极或正磁极，用N表示。天体磁场：地球和其他许多天体都具有磁性，天体及其周围的磁场叫4

磁性，起因于电荷的运动。一切磁现象都可归结为运动着的电荷,即电流之间的相互作用。因此，磁场的一个最基本的特点，就是对位于磁场中的运动电荷产生作用力。

从数学的角度来看，场是一个时空函数，即以位置（x,y,z）及时间t为自变量的四元函数f(x,y,z,t)。表征磁场性质的物理量有磁感应强度和磁位。磁性，起因于电荷的运动。5在场源不变的情况下，对于确定的点和时刻，磁场的磁感应强度和磁位取定值;在不同位置或不同时刻磁场的磁感应强度和磁位取不同的值。人们把不随时间变化，或变化非常缓慢的磁场叫做静磁场或稳定磁场;把不随空间位置变化的磁场叫做均匀磁场。在场源不变的情况下，对于确定的点和时刻，磁场的磁感应强度和6

2、磁感应强度描述磁场的最基本的物理量是磁感应强度B，它是一个矢量。测磁感应强度的仪器很多，如高斯计等。对稳定磁场可用两种方法来分析:一是分析稳定电流的磁场；二是分析“磁荷”的磁场。

“磁荷”是引入的辅助性概念。两种处理方法在数学上是等效的，后者更简单。2、磁感应强度7稳定电流的磁场:通过测量场中运动电荷的受力情况，确定任意一点的磁感应强度B，并用下式来定义:式中，q为正电荷的带电量，v为电荷的运动速度；f、v、B三者之间的方向关系，遵守右手螺旋定则。稳定电流的磁场:通过测量场中运动电荷的受力情况，确定任意一点8地磁学教学课件9

一个速度为v(v＜＜C，C为光速)的匀速运动电荷q所激发的磁场可由下式确定:上式中r为电荷所在点至P点的距离(矢量).一个速度为v(v＜＜C，C为光速)的匀速运动电荷q所激发的10与电场中的电力线类似，常采用磁感应线(简称磁力线)来形象地描绘磁场的空间分布。磁感应线上任何一点的切线方向即为该点的磁场方向，在磁场强的地方磁感应线画得密些，在磁场弱的地方磁感应线画得稀些，磁感应线总是闭合曲线。3、磁荷与磁场强度

对稳定磁场，还可仿照静电学中分析点电荷和其电场强度的思路，引入“磁荷”和磁场强度这两个辅助性概念，把N磁极当作是“正磁荷"的集中点，S磁极是"负磁荷"的集中点，磁荷的数量与磁极强度相当。与电场中的电力线类似，常采用磁感应线(简称磁力线)来形象地11Magnetismmorecomplex-magneticfieldsnotcentral(likegravity)butvarywithazimuth-NoMagneticMonopole(alwaysatleastadipole).Magnetismmorecomplex-magne12一切磁性体的N、S极总不是孤立出现的，库仑在实验中是采用很长的细磁针，实现磁单极子效应，证明磁单板子之间力的相互作用定律是:

同性磁极互相排斥，异性磁极互相吸引；磁极之间的作用力(力与磁极强度乘积成正比，与磁极间距离的平方成反比。用公式表示其模值为:一切磁性体的N、S极总不是孤立出现的，库仑在实验中是采用很长13而真空中点磁极的磁场强度F定义为:单位正试验磁极在该点所受的力。其大小和方向：应该注意，磁场强度F与磁感应强度B这两个物理量之间既有联系，又有差别。置于磁空间中介质的分子电流将受到磁场F的作用，导致介质分子电流定向排列，呈现磁化现象。磁化的强弱程度用磁化强度M来表示，则总磁场的B为:而真空中点磁极的磁场强度F定义为:14

B＝μ0F＋μ0M

M与F之间存在一定的函数关系，记为:

M＝χmF这里χm称为介质的磁化率。经过简单运算，有：

B＝μ0μrF＝μFμr＝1＋χm

式中，μr为介质的相对磁导率，μ称为介质的磁导率。B＝μ0F＋μ0M15对真空而言，M=0，故χm=0，

μr＝1，μr＝μ0

，所以在真空中

B＝μF

对于空气和其他非磁性物质来说，它们的磁导率与真空的磁导率差不多，即

μ≈μ0μr＝1例如铝的磁导率μAl＝1.00002μ0；铜的磁导率μCu＝0.99999μ0

凡μ＞μ0的物质称为顺磁质;而μ＜μ0的物质称为抗磁质。对真空而言，M=0，故χm=0，16在地球物理文献中，过去使用电磁单位

(CGSM)制：其中用G(高斯)单位或γ（伽马)表示磁感应强度B；用Oe(奥斯特)表示磁场强度F的大小。在此单位制中空气和真空中的μ≈1，所以在空气中

B＝F1G与1Oe在数值上相等。在地球物理文献中，过去使用电磁单位(CGSM)制：17目前已普遍使用国际单位制，在国际单位制中：磁感应强度B的单位为N/(A*m)，即牛顿/(安培·米)，称为特斯拉，用T表示，它与G和γ的换算关系为：

1G=10-4T

gauss(G)=10-4T

1γ＝10－9T＝1nT（纳特）

Earth'sfield~0.3-0.6gauss目前已普遍使用国际单位制，在国际单位制中：18二、磁标位及其与磁场强度的关系

磁场是一个矢量，然而在静磁场中，我们若引入标量磁位，就可以使分析计算问题大大简化。静磁场中点磁极的磁场强度与磁标位的表达式:式中负号表示磁场强度的方向与磁标位增长率最大的方向相反。

二、磁标位及其与磁场强度的关系19三、磁偶极子的磁位与场强1、磁偶极子磁矩M一切磁性体的N、S极总不是孤立出现的。等值异号的两个点磁荷构成的系统，在其间距离2l＜＜场源到观测点的距离时，称为磁偶极子。任何一个小磁针(或条形磁铁)都可以视为一个磁偶极子。磁矩M：我们定义两磁极的磁荷量qm与两极的距离2l之乘积为磁矩M:三、磁偶极子的磁位与场强20

M＝2qml／μ0

式中，M是一个矢量，其方向与l一致。2、·磁偶极子场的磁位偶极子场中任意一点的磁位为：

3、磁偶极子的磁场强度

有了磁标位公式，就很容易求得偶极子磁场强度的空间分布。M＝2qml／μ021地磁学教学课件22式中，er为径向单位矢量；eθ为切向单位矢量。当θ＝0或π时即得磁偶极子轴线上一点的磁场强度:

当θ＝π／2时，即得垂直于磁偶极子轴线的平面上一点的磁场强度;地磁学教学课件23§2地球的磁场我们的祖先最早发现磁石，并发明了指南针，证明地球表面存在着磁场；16世纪末，英国威廉·吉尔伯特做过这样的实验，他把一块吸铁石磨制成圆球形，用小磁针测试这圆球面上的磁力分布。§2地球的磁场我们的祖先最早发现磁石，并发明了指南针，证24结果发现，小磁针倾斜的情况与当时地面上实测的磁倾角很相似。为此他断言，地球本身就是一个巨大的球形磁体，并且地球的磁性作用是从地球内部发出的。从吉尔伯特那个时代开始;伦敦就开始了地磁场的系统观测，至今已逾300多年。结果发现，小磁针倾斜的情况与当时地面上实测的磁倾角很相似。25地磁学教学课件26一、地磁场的特征地磁场的成分十分复杂。观测表明它是由各种不同起源、不同变化规律的磁场成分叠加而成的，从不同的角度分析，这些不同成分有不同的名称。例如，从场源分析，可将地磁场分为内源场与外源场两部分；一、地磁场的特征27如果考虑地磁场随时间的变化特征，可以发现地磁场中含有多种成分，其时间尺度从几分之一秒直至数千万年，习惯上把随时间变化较快的地磁场成分称为地球的变化磁场，而把随时间作缓慢变化或基本不变的地磁场成分称为地球的稳定磁场。如果考虑地磁场随时间的变化特征，可以发现地磁场中含有多种成分28ThemagneticfieldneartheEarthisfromacombinationofthreesources:1）97-99%MainField(FromelectriccurrentsintheOuterCore)；2）1-2%CrustalField(FrommagnetizedrockintheCrust)

3）1-2%ExternalField(Fromionizedparticlesintheupperatmosphereandsolarwind)。ThemagneticfieldneartheEa29

人们发现，地球磁场的空间形态与一个位于地心的磁偶极子(称为地心磁偶极子)的磁场相似。这个地心磁偶极子的磁场强度约占整个地磁场强度的80%一90%，因此地心磁偶极子场的空间分布也反映了整个地磁场空间分布的主要特征。人们发现，地球磁场的空间形态与一个位于地心的磁偶极子(称为30地磁学教学课件31地磁学教学课件32地磁学教学课件33TheMainFieldisneardipolarandvariesinstrengthfromapproximately30,000nTneartheequatorto60,000nTatthepoles.地心磁偶极子轴和地轴斜交成11.50的角度。地磁极:

地心磁偶极子轴线与地面交于南北两对称点，我们把这两点叫做地磁极。TheMainFieldisneardipolar34地磁学教学课件35然而，更详细研究地磁场的空间分布时发现，在相当大的地域内，地磁场的分布与偶极子磁场不完全符合。真的地磁场和理想的地心偶极子磁场之间还存在着比较显著的差异，若把这差异(即从正常磁场使中减去按偶极子算出的磁场值)叫做非偶极子磁场，它约占地球总磁场的10%一20%。因此用地心磁偶极只能作为描述地磁场的一级近似。然而，更详细研究地磁场的空间分布时发现，在相当大的地域内，地36观测表明，地磁场的强度很小，其平均值大约为50000nT，在两极附近也不过70000nT，比普通玩具马蹄形磁铁也要弱几百倍。然而，它占有地球周围很大的空间，甚至在远离地心约10个地球半径处尚能从行星际磁场的背景中把它识别出来。观测表明，地磁场的强度很小，其平均值大约为50000nT，在37地磁学教学课件38

长期观测发现，地磁场基本上是稳定的，但也常常叠加着复杂的短期变化。因此，在所究地磁场时，常将地磁场划分为主磁场和变化磁场两部分，分别加以讨论。主磁场是地磁场的主要部分，约占地磁场的95%以上。长期观测发现，地磁场基本上是稳定的，但也常常叠加着复杂的短39虽然变化磁场比主磁场小得多得多，但它的时空分布和变化，能灵敏地反映上至太阳活动、行星际空间，下至地壳、地慢以至地核中发生的与电磁有关的各种物理过程，对研究星际空间的物理现象、空间介质和运动极为重要，也是所究地球内部导电性能的重要途径之一。虽然变化磁场比主磁场小得多得多，但它的时空分布和变化，能灵敏40二、地磁要素

地磁要素

描述地磁场大小与方向特征的物理量。地磁场是一个矢量场，因此，空间任何一点的地磁场F必须用三个独立的分量才能表示出来。这些分量的名称及其度量方法，根据采用坐标系的不同而不同。例如，

直角坐标系中用北向分量X，东向分量Y和垂直分量Z

表示，这些分量分别以地理北、地理东和垂直向下指向地心为正向;二、地磁要素

地磁要素

描述地磁场大小与方向特征的物理量41球坐标系中用磁偏角D、磁倾角I和水平分量H表示。D是F偏离正北方向的角度，以F偏东为正、偏西为负；I是F偏离水平面角度，在北半球取F下倾的I为正，在南半球取F上仰的I为正；H是F在水平面上的投影，以指磁北为正向;柱坐标中用磁偏角D,水平分量H和垂直分量Z表示。球坐标系中用磁偏角D、磁倾角I和水平分量H表示。42地磁学中人们把描述地磁场大小和方向的物理量X、Y、Z、H、D、I、F称做地磁要素。此外，称F所在的垂直平面为磁子午面。各要素之间并不互相独立，其关系下图所示，其关系式为:F＝X2＋Y2＋Z2H2＝X2＋Y2Y＝HsinDZ＝HtanI地磁学中人们把描述地磁场大小和方向的物理量X、Y、Z、H、D43地磁学教学课件44地磁学教学课件45地磁七个要素中只要知道其中三个独立的要素，那么其余四个也可以计算出来了，故又称三个独立的要素为地磁三要素。三、地磁图

为了形象地表示地磁场各要素的空间分布规律，时常在地图上将同一时刻的某一要素值相等的地点，用曲线连结起来，作成各种等值线图，简称地磁等值图，如等磁偏图，等磁倾图等磁力图(即总磁场强度等值图)等。地磁七个要素中只要知道其中三个独立的要素，那么其余四个也可以46但是，一个地区的地磁测量时常不是短时期能完成的。所以制作等值图时，还必须将不同时间的观测值，按照地磁场随时间的变化规律，归算到同一指定时间。而且，由于观测点分布不均匀，"通常采用高斯球谐分析的方法，得出高斯系数后，按一定公式算出磁场分布，然后给出各种等值图。这种图反映的是全球磁场总特征，因而可以做为大陆磁测或区域磁测的参考。但是，一个地区的地磁测量时常不是短时期能完成的。47地磁学教学课件48地磁学教学课件49地磁学教学课件50地磁学教学课件51地磁学教学课件52四、地磁场模式

表达地磁场的模式有三种：第一种是用球谐级数表示地磁场分布，叫球谐模式；第二种是用若干个偶极子表示地磁场分布，叫做偶极子模式;第三种是用若干电流环表示地磁场分布，叫做电流坏模式。一般地说，球谐分析是最常用的方法。但是，球谐模式不能反映地磁场场源的实际状况，这是球谐分析方法的不足之处。四、地磁场模式53偶极子模式和电流环模式有助于阐明地磁场及长期变化的起源。例如，采用径向偶极子模式时，取一个放在地心的偶极子和若干个放在地核界面上的偶极子，这样所得的地磁场分布与实际的地磁场分布相差很小，这种偶极子模式与地磁场来源于地核内的说法也是一致的。目前，偶极子模式不仅可以表示全球范围的地磁场及长期变化，而且也可以表示某一局部地区的相应分布。偶极子模式和电流环模式有助于阐明地磁场及长期变化的起源。54五、磁层

1、磁层的形成

地磁场的空间形态可以近似的用相对于地磁轴对称分布的磁力线来描述，在没有任何外界作用的情况下，它将对称地向行星际空间无限延伸。然而人造卫星的空间探测资料表明，地磁场是有明确的边界，这个边界以内的地磁场叫做地球磁层。五、磁层1、磁层的形成55这是因为当太阳风按扇形结构向星际空间传播时与地球磁场发生相互作用，太阳风的高能电离子流在地磁场中产生感应电流，此感应电流的磁场叠加在地磁场上迫使地磁场改变方向，与此同时，感应电流对太阳风施加一种力使太阳风改变方向，因此太阳风便绕开，包围着地球的某一个区域，从而形成一个边界，在这个边界以外太阳风连续流动，而在边界以内地磁场被压缩，太阳风被排斥。这是因为当太阳风按扇形结构向星际空间传播时与地球磁场发生相互56于是，太阳风与地磁场相互作用的结果，使地磁场被限制在一个其外形近似于向阳端为半球形的长圆柱体的空腔范围内。这个由地磁场起控制作用的空腔范围就叫做地球的磁层，其形态如下图所示。2、磁层的主要特点

地磁场在向阳面与背阳面极不对称，向阳面的地磁场被局限在有限范围内，而背面的地磁场却延伸很远。好像磁力线被太阳风吹向背阳方向。于是，太阳风与地磁场相互作用的结果，使地磁场被限制在一个其外57地磁学教学课件58磁层的边界称为磁层顶。磁层顶在向阳的一侧距地心约10RE(RE代表地球半径)，其变化范围为8一13RE，磁层顶处磁感应强度约50一100nT。在磁层和太阳风的高能粒子之间存在着一个过渡地带，其厚度约4RE，向两边作弓形张开，像个套子一样，覆盖着地球磁层，因而被称为磁鞘(或磁套)。磁硝内的磁场很不规则，强度大致在20一50nT范围内。磁层的边界称为磁层顶。59

地球背阳的一侧，由于太阳风无法对地球磁场施加压力，磁层可以在宇宙空间延伸到几百个地球半径以外，甚至远及1000RE。

这样，地球背阳面的磁层很像一个长长的尾巴，故其往后延伸的部分称为磁尾。

应该指出，磁尾的对称平面是黄道面。而地球偶极磁场的对称平面是地磁赤道面。在二者之间有大约350的交角。地球背阳的一侧，由于太阳风无法对地球磁场施加压力，磁层60磁尾的磁力线到底是开放的还是闭合的，尚未弄清。磁尾近似于圆柱形，在20RE处，磁尾的南北厚度为40RE,东西厚度为50RE。在磁尾中间，由于南北半球的磁力线方向彼此相反，在磁力线换向处，存在一个磁场强度几乎等于零的区域，称为中性片。中性片从l5RE处开始，延伸至100RE之外，其厚度约1000km。磁尾的磁力线到底是开放的还是闭合的，尚未弄清。61由于磁层的存在，所以“地磁场可以近似视为一个磁偶极子场”的这一说法仅对地球附近空间(距离地面600一1000km范围内)才成立，到远处就不成立了。地磁学教学课件62§3地球磁场的分析一、地磁场的高斯分析原理1、地球磁场球谐分析的基本理论

对地磁场分布的计算，可以通过解电磁场的微分方程，也可以用假想的磁荷分布计算。如前所述二者的结果是等效的，因此我们采取较为直观、简单的后一种方法计算地球的磁标位。§3地球磁场的分析一、地磁场的高斯分析原理63具有磁性的地球可以看作是带有磁荷的三维体，地磁场是由地球内部的磁荷分布产生的。由上可知，一个点磁极qm在相距r的一点产生的磁标位为把地球这一磁性体划分为许多充分小的体积元，每个体积元的磁荷为dqm，与观测点P的距离为L，取球心为坐标原点O，O点到P的距离为OP＝r，任意dqm与O点的距离为r′，则地球在p点产生的磁标位应为每个dqm的磁标位的叠加，即具有磁性的地球可以看作是带有磁荷的三维体，地磁场是由地球内部64地磁场的总磁位：这就是地磁场磁位的高斯级数表达式，它是地磁学最基本的公式。

地磁学教学课件65系数g、h、j、k称为高斯系数或球谐系数，其量纲与地磁场感应强度相同(在国际单位制中高斯系数的单位为T或nT)，应用起来方便、简洁。式中没有n＝0那一项，这是因为地球内部没有磁单极子。第一部分对应地球的内源场;第二部分对应地球的外源场。系数g、h、j、k称为高斯系数或球谐系数，其量纲与地磁场感66当观测点P设在地面上任意一点时，其磁位为:2·地磁场的高斯级数

有了地面磁位高斯级数式，则不难推出地面磁感应强度的三个球面坐标分量的表达式。当观测点P设在地面上任意一点时，其磁位为:67地磁学教学课件68显然，一旦知道了各高斯系数ｇ、ｈ、ｊ、ｋ，则地球磁场在近地空间中的分布情况立即可知。无疑，求解高斯系数是一个最为重要的问题。3、高斯系数的确定地磁工作中的高斯分析，就是由磁场的观测值求解待定的高斯系数。地磁观测点不可能是连续的，我们可将各个离散测点的地磁观测资料直接代入上述方程组中，可求解高斯系数。显然，一旦知道了各高斯系数ｇ、ｈ、ｊ、ｋ，则地球磁场在近地空69显然，由这种途径求解高斯系数，各公式中的n与m都不可能是无限的，只能用有限项的级数来代替无穷级数。由于级数收敛得很快，n=1的项约占85%，因此这种近似是完全可能的。若取n＝N，则高斯系数的总数N((N+2)个。由于每个观测点有三个观测值，可以提供三个方程，因此，要确定全部高斯系数，至少需要有N(N+2)/3个测量地磁场三分量的测点。显然，由这种途径求解高斯系数，各公式中的n与m都不可能是无限70测点数多，且在全球分布较均匀，一方面可以提供较多的方程，利用最小二乘法解方程组，以保证系数的精度;另一方面可保证实际计算中各阶高斯系数的独立性。

二、地球主磁场我们把起源于地球内部并构成地磁场主体的稳定场称做地球主磁场。测点数多，且在全球分布较均匀，一方面可以提供较多的方程，利用71在实际工作中，我们将对遍及地球表面有关场的强度和方向的测量值，进行长期变化和短期变化的改正，统一校正到一个初始时刻(例如1月1日零点零分)，这些校正后的测量值便是该时刻的主磁场。主磁场可以直接反映各种深度、甚至地核的物理过程，包括深部的温度、压力、物质运动等变化过程。因此，对主磁场的观测与研究是地磁学中的重要内容。在实际工作中，我们将对遍及地球表面有关场的强度和方向的测量值72

三、国际地磁参考场高斯于1839年首先采用球谐分析方法，得出gi、hi确比ge、he大得多，因此证明了地磁场主要由球内源产生。高斯以后，许多学者进行了计算，但是，不同作者使用的资料及地球模型不同，计算出来的高斯系数也不尽相同。高斯系数本应能客观地反映全球·范围地球磁场的基本特征，这种因人而异情况应该能得以避免。三、国际地磁参考场731964年世界地磁测量会议上，提出了对主磁场的高斯系数应该给出一个世界通用标准来作为分析、判断区域或局部地区地磁异常的依据。1968年国际地磁和高空物理协会(IAGA)相继讨论和通过了几个不同年代的主磁场模型，这些标准模型称为国际地磁参考场(IGRF)。由于地磁场长期变化现象的存在，每个地磁场模型的实用期为5一10年，每过5年需根据新的资料对它进行一些修正以提高精度。1964年世界地磁测量会议上，提出了对主磁场的高斯系数应该给74从1945年至1985年，每五年一个。其中1960,1965,1970,1975,1980,1985这六个年份的参考场，每个包含120个高斯系数(即n＜10)；而1945,1950,1955这三个年份的参考场，每个包含80个高斯系数(即n＜8)，另外还有一个长期变化模型(有效期为1985一1990年)它包含n＜8的80个高斯系数年变率。从1945年至1985年，每五年一个。751965,1970,1975年和1980年这四个国际地磁参考场又被称为国际地磁正式参考场(DGRF)，因为不打算对它们再作进一步修正了。其他几个模型拟在今后将对它们进行修正。图6.3.2为国际地磁参考场:1965年世界等磁倾图和1965年世界等磁偏图。1965,1970,1975年和1980年这四个国际地磁参考76地磁学教学课件77四、地心偶极磁场1、地磁场高斯级数一阶项的物理意义由表6·3·1和表6·3·2中可以看出，地球主磁场的表达式(6·3·20)-(6·3·22)中n＝1项显得特别重要，它约占全部地磁场的80%一85%，成为反映地磁场空间分布基本特征的主要成分。分析表明，它相当于一个在地心按一定方位放置、磁矩为M的偶极子所产生的磁场，这个偶极子就是前面所说的地心偶极子。四、地心偶极磁场78地心磁偶极子场是地球主磁场的主要构成部分。这也是主磁场一个重要特征。2、地球磁矩地心偶极子的磁矩通常也称地球磁矩。只要知道一阶高斯系数就可以算出相应年代的地球磁矩。例如计算1980年的地球磁矩为M＝7.91×1022（A·m2）地心磁偶极子场是地球主磁场的主要构成部分。79地心偶极子轴就称为地磁轴，它与地面的两个交点称为地磁北极与地磁南极。它们分别位于地理北极与地理南极附近。五、非偶极磁场地心偶极子场占地球内源场的90%，此外，还有约10%的非偶极场，即在式(6.3.19)中除去n=1的项，其余各项统称之为非偶极场。非偶极子磁场又叫地磁异常场。它可以从观测场值中，减去最佳拟合的偶极子场而得到。地心偶极子轴就称为地磁轴，它与地面的两个交点称为地磁北极与地80

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82非偶极场可以看成是由几个大范围的大陆异常和区域异常以及许多小范围的局部异常组成。1、大陆异常和区域异常这种异常可延伸几百公里，甚至几千公里，具有大陆规模。异常的幅度可达几千纳特。图6·3·6是1965年非偶极场等强度值图，其平均值为4000nT。从该图可以看出东西两半球存在着不对称的若干个中心区。非偶极场可以看成是由几个大范围的大陆异常和区域异常以及许多小83地磁学教学课件84每个中心区就是一个异常区。大西洋异常平均值大，太平洋异常平均值小；造成原因可能与下地慢的某种不均匀性有关。这个观点得到地震波速度结构的支持，因为下地慢2000km处的结构在太平洋和大西洋的下面是不同的。这种结构上的差异，将影响地慢与地核的藕合方式和藕合程度。每个中心区就是一个异常区。85

2、局部异常

这种异常仅延伸几公里至几十公里，主要是由于地壳的磁性矿物所引起的，它与地质构造和地形有密切关系。这种磁性矿物或局部磁化差异，可能是感应磁化或剩余磁化或二者的混合造成的。这种局部异常只有在大比例的地磁图上才能显示出来。2、局部异常86其异常幅度可高达几千纳特，因其磁源离地面较近(在20一25km以上)。但其异常尺度范围较小，有的不过几十公里，多属磁法探矿范围。为了研究局部异常，获得大比例磁异常图，需进行专门的地面磁测和航空磁测。其异常幅度可高达几千纳特，因其磁源离地面较近(在20一2587§4地球主磁场的变化与起源一、地磁场的长期变化地球主磁场随时间的缓慢变化被称为地磁场的长期变化。

根据长期变化资料的频谱分析和考古资料的研究指出，地磁场可能有周期为22年、50一70年、120年、180年、500－600年、1000年、8000年甚至长达百万年以上的长期变化。§4地球主磁场的变化与起源一、地磁场的长期变化88这种长期变化无疑是地球内部原因引起的。因此，研究这种变化的时空分布规律是追踪地球内部物质性质、热力学过程和运动状态的重要线索，这也是地球物理学的重要课题之一。

1、磁矩的长期变化

根据高斯球谐方法，计算出反映地磁场特征的高斯系数，结果发现这些系数呈逐年变化。表6·4·1给出地磁场在1829一1965年的磁矩M，地磁极余纬θ0和地磁极经度λ0。这种长期变化无疑是地球内部原因引起的。89地磁学教学课件90

将表6·4·1中的偶极矩M数据，点在图6.4.1，上，可以看出令人担心的直线下降。在100年里，竟然减了5%。如果保持这个下降势头，再过2000年地磁场将完全消失!实际上，这种担心是多余的。因为这条直线所代表的时间太短了，在磁偏角变化周期500年中，这136年不过是其周期变化的1/4相位，故此，偶极矩减小到一定程度时又会回升，绝不会单调地减小下去。将表6·4·1中的偶极矩M数据，点在图6.4.1，上，可以91地磁学教学课件922、磁偏角的长期变化

从地磁台积累的大量地磁记录资料中发现，各项地磁要素的年平均值，随着年代在改变。其中，各国都保存着从古代以来的磁偏角的丰富的测量数据充分地证实这一点。

图6·4·2为中国古代磁偏角的长期变化曲线。由于1280一1580年(元朝和明朝的早期和中期)中断了300年，因而看不到完整的全周期变化，但以半周期约为250年的变化亦可推测出约500年的周期性。2、磁偏角的长期变化93表6·4·2给出伦敦、罗马和巴黎三市的磁偏角资料。从中可以看出，从极大值到极小值约240年。如果将这些点在图上，也可看出约500年的周期。应指出，这种周期约为500年的长期变化并不是很严格的，因而人们称为准周期变化，或者叫韵律性变化。表6·4·2给出伦敦、罗马和巴黎三市的磁偏角资料。94地磁学教学课件953、磁极位置的长期变化

在轴向偶极假定下，可以对地磁场的观测资料进行球谐分析，得到各个时期的地磁极余纬θ0和地磁极经度λ0(如表6·4·3所示)。结果表明，θ0基本未变，但λ0表现出明显的西向移动趋势，即地磁极绕自转轴做西向旋进(顺时针旋进)，其速度是50/ha，周期为7200a。3、磁极位置的长期变化96地磁学教学课件97地磁学教学课件98地磁学教学课件99从表6.4.3可以看到两点:第一，地磁极的平均位置与地理极很接近，但与现代地磁极相距大约100。这表明，消除了长期变化影响后的地磁场形态相当于轴向地心偶极磁场，从而肯定了古地磁学中轴向地心偶极假定的可靠性。第二，地磁极随时间呈现向西或向东的变化(表6。4.3中λ0变化)因此，不存在前人所得的长达几千年的西向漂移现象。上述的西向凛移并非是一种永恒现象，仅是一个时期的暂时现象。然而，地磁极位置变化的激发机制，至今仍是个谜。从表6.4.3可以看到两点:1004、极性倒转的长期变化

所谓极性倒转是指地磁北极和地磁南极的方向发生1800的改变。这是时间尺度更大的一种长期变化，这种现象只有通过古地磁和近代的海洋磁测才能发现。在50年代初期就已发现，第三纪的熔岩和脉岩的剩余磁性常常与现在地磁场方向相反。4、极性倒转的长期变化101到60年代，在研究太平洋和大西洋沉积岩岩心的剩余磁性时，也发现这种反向磁化现象。岩浆岩与沉积岩的形成过程完全不同，但它们都有与现代地磁场同向或反向的剩磁，而且在时间上可以对比，这说明地质年代中地磁场可以发生极性转变。进入70年代，对大陆和海洋的磁测工作迅速发展，这种地磁场极性倒转的现象更加肯定。到60年代，在研究太平洋和大西洋沉积岩岩心的剩余磁性时，也发102在几百万年内，平均每隔二三十万年地磁场倒转一次。每次倒转的过程比较迅速。大约几千年就可以从一个稳定状态转入另一个稳定状态。在磁场倒转期间(几千年)，磁场强度比较弱。由于偶极场比较弱，非偶极场则相对突出些。根据大约4.5Ma的地球磁场倒转的记录和研究结果，编制出了地磁极性年表。正向和反向磁场所占用的时间各不同。在几百万年内，平均每隔二三十万年地磁场倒转一次。103如果某一时期内地磁场倒转的次数很多，正向和反向频繁交替，不构成一个稳定状态，则称为扰动期。如果某一时期内磁场倒转的次数很少，或者以正向磁场为主，或者以反向磁场为主，基本处于稳定状态，可称为平静期。如果某一时期内地磁场倒转的次数很多，正向和反向频繁交替，不104例如，在地质年代中有两个十分明显的平静期:白垩纪(－81一－110Ma)正向磁场和石炭一二叠纪(－205一－220Ma)反向磁场，在地磁极性年表中，分别称它们布容正向期和高斯反向期(见图6·5·l1)。目前，这个地磁极性年表利用海洋磁测资料，在海底扩张学说指导下，已将年代扩充到162Ma。例如，在地质年代中有两个十分明显的平静期:白垩纪(－81一105

二、地球磁场的成因解释地球磁场成因是地球物理学重大理论难题之一，它与地球演化、地球内部能量和物质运动、天体磁场的成因等问题密切关联。几百年来，这个题目一直吸引着许多科学家，他们曾先后提出过不少假说。如旋转磁效应、旋转电荷、自由衰减电流，磁暴引起的电磁感应、热电效应、重物旋转、绕结理论等等。二、地球磁场的成因解释106虽然这些假说都具有一定的意义，但却没有一种令人满意的解释地球的永磁性问题。任何一种合理的地磁成因论，都必须从地球内部的结构和性质出发，能解择地球磁场下述的一些现象:

(1)地球磁场在近地空间的形态，接近于一个中心磁偶极子磁场；(2)地磁轴偏离地球自转轴通常只是一个不大的角度，而且就大约106a的时间平均而言地磁轴与地球自转轴相重合;虽然这些假说都具有一定的意义，但却没有一种令人满意的解释地球107(3)地球磁矩大约为1022一1023A·m2，而且在整个地磁场历史中变化不大。地球磁场在地面上的强度约为0·5x10－4T；(4)地球磁场具有非偶极子磁场成分；(5)地球磁场存在长期变化现象，并且可能具有102、103年和104年量级的一些分立周期；(6)地球磁场会反复发生倒转；(7)地球磁场至少已存在109a。(3)地球磁矩大约为1022一1023A·m2，而且在整108

大约在本世纪40一50年代，人们开始抛弃基于旋转理论的各种地磁场成因的假说。因为人们对于地球内部结构和物质成分的认识日愈深入，尤其是认识到地球液体外核的铁镍成分具有高的导电性能，为运动与磁场的相互作用创造条件，即是说承认地球内部存在电流，而电流产生感应磁场，形成地球磁场。这就是发电机学说。地磁场的西向漂移现象，为运动状态和运动量级的估计提供了可能。大约在本世纪40一50年代，人们开始抛弃基于旋转理论的各种109磁场反向的事实，又丰富了发电机学说的内容，由稳态的液核发电机模式发展成非稳态的液核发电机模式。这是目前被认为是最有希望的地磁起源学说。1、发电机模式的基本构思

初步估计，要产生地球主磁场需要维持109A的电流。这样强大的电流又如何维持呢?磁场反向的事实，又丰富了发电机学说的内容，由稳态的液核发电机110为说明这个问题，布拉德(B.C.Bullard)和艾尔萨瑟(W，M·Elsasser)提出一个最简单设想:假设在某一时刻，液核中存在一个初始的微弱磁场(称为“种子磁场”），那么，由于液核中导电物质的运动，就将在液核中产生感应电流(类似导体切割磁力线产生电磁感应现象)，这个感应电流反过来又产生一个磁场，叠加在原来的种子磁场之上。为说明这个问题，布拉德(B.C.Bullard)和艾尔萨瑟111在适当的条件下种子磁场可以被加强并保持在一个具有较高强度的稳定状态，而这就是我们所观测到的地球主磁场。

图6.4.3是一个均匀发电盘模型，由相当于外核导体电流的圆盘①、金属转轴②、导体回路③和电刷④构成。在适当的条件下种子磁场可以被加强并保持在一个具有较高强度的稳112地磁学教学课件113

设B0为“种子磁场”，当圆盘在磁场中旋转时，将产生感应电动势。其电流经导线通过电刷汇集流经导体回路，从而产生沿轴向的感应磁场B’，则空间总磁场B=B’+Bo。可以证明，当圆盘转速ω=4/μ0aσ时(a为圆盘半径，σ为电导率)，磁场达到稳定。但是，单盘发电盘模型的电流不会发生反向流动，即亦不能发生磁场反向。那么，耦合发电盘可否产生反向磁场呢?设B0为“种子磁场”，当圆盘在磁场中旋转时，将产生感应电动114图6.4.4是另一种设想。图中A盘感应电流I1影响B盘转动，B盘感应电流I2影响A盘转动。图6.4.4是另一种设想。图中A盘感应电流I1影响B盘转动，115图中给出电流随时间变化，该电流的正向和反向变化，反映磁场极性的倒转。由此可见，磁场为零时，不等于说没有电流，而是电流之和为零。从图可知，电流和为零对应于磁场极性倒转处。

图6.4.4中有关发电生磁的设想，虽然与地核内真实的发电生磁过程相差甚远，但却给我们以启发，采用类似耦合系统是可以实现磁场倒转的。至于如何将这个模型推广到球型的液态地核，作过一些尝试，但至今也没有完成。图中给出电流随时间变化，该电流的正向和反向变化，反映磁场极性116

2、能源问题

导体内部电流产生的磁场都要衰减，其自由衰减时间为τ＝4πμσL2

其中μ、σ、L分别为介质导磁率、电导率和介质尺度。对于地核τ=3xl016s≈109a。而古地磁研究表明，已经测定的最古老的磁性岩石，年龄为109a。2、能源问题117从这个意义上讲，地磁场在漫长的地质年代里是稳定的；但要维持这样的磁场，就需要不断提供能量，这就是能源问题。换句话说，导体内部电流也会因为粘滞性等因素，自发地衰减以至停止。因此，尽管目前对发电生磁的具体细节不清楚，也应该考虑保持电流即保持磁场的动力问题。

从这个意义上讲，地磁场在漫长的地质年代里是稳定的；118形象地说，除了地球自转所起的作用外，看来应有一种机制在"搅拌"地核

(像混凝土搅拌机不停地搅拌灰浆)，以保持地核流体的运动。目前已经提出三种有可能实现的能源。它们可以使液态地核保持充分地转动和旋涡，以维持发电机的运转和反运转。这三种能源是:(1)重力分异和物质相变等因素，使得地球的固态内核不断扩大，相应地，使液态外核不断缩小。形象地说，除了地球自转所起的作用外，看来应有一种机制在"搅拌119在这个过程中，要放出热量，提供能量维持流体运动。如果果真如此的话，在地球演化，即地球核的分异过程中，应该随着分异作用减弱和结束，地磁场也将减弱和消失，这对于长达10x108a以上至今无衰退迹象的地磁场而言，是不可思议的。

(2)地核长寿命放射性元素放出热能，液核物质受热膨胀，从而产生对流。体积膨胀上升而受浮力作用所做功，为对流提供能量。在这个过程中，要放出热量，提供能量维持流体运动。120这种作用虽不可忽略，但也不应估计过高。（3）地慢与地核的自转轴向运动差异，是一个不可忽视的因素。经计算，所能提供的能量达1010一1011W。这个数值与外核内电磁流体运动所损耗的焦尔热相当，因而被认为是最有希望的能量来源。这种作用虽不可忽略，但也不应估计过高。121§5古地磁学简介岩石在地球磁场的作用下被磁化并获得剩余磁性，此剩余磁性中包含有地球磁场的信息。那么，在不同地质年代生成的岩石，则可能记录着它们生成时期的地球磁场。于是，人们就通过测定岩石的天然剩余磁化强度来推测研究各个不同地质年代的地球磁场及其演变规律，这就是古地磁学。§5古地磁学简介岩石在地球磁场的作用下被磁化并获得剩余磁122此外通过测量古代焙烧物(如陶瓷、砖瓦、原始人的炉灶等)的剩余磁性，来研究较近时代的地球磁场的变化。这是古地磁学的一个分支－考古地磁学。古地磁学(包括考古学)在19世纪中萌芽，本世纪50年代后作为地磁学的一个独立分支蓬勃发展起来。要想弄清地球磁场的起源、演化等问题，必须拥有大量的各地质时期的地磁资料，可是，人类真正着手建立地磁台、布置观测点来记录地球磁场，充其量不过只有400年的历史。此外通过测量古代焙烧物(如陶瓷、砖瓦、原始人的炉灶等)的剩123资料时间跨度的严重不足，给地磁学的深人研究带来了困难。古地磁研究的开展，大大弥补了这一缺陷，使得人们有可能借助“磁性化石”来纵观地球磁场的历史演变。这些年来，古地磁研究的进展，为地磁场起源理论提供了事实依据，特别重要的是，它为大陆漂移学说、海底扩张学说和板块构造理论提供了决定性的证据，从而使这一新地球观终于得以确立。资料时间跨度的严重不足，给地磁学的深人研究带来了困难。124此外，古地磁研究还为解决许多地质和地球物理学中的实际问题，如地层对比、不同范围的地质构造变动、测定地球古纬度等，提供了新的有效手段。古地磁学的利用与发展正是方兴未艾。在本节中我们仅对古地磁学的基本知识、基本原理、基本方法和古代地磁场作简要介绍。此外，古地磁研究还为解决许多地质和地球物理学中的实际问题，如125一、岩石的剩余磁性自然界中岩石在成岩时期的地磁场作用下所获得的剩余磁性，称为天然剩余磁性，通常用NRM

(NaturalRemanentMagnetism)表示，它是古地磁学的研究对象。不同类别的岩石获得的天然剩余磁性的类型是截然不同的。天然剩余磁性的类型有:

热剩余磁性，化学剩余磁性，沉积剩余磁性和粘滞剩余磁性。一、岩石的剩余磁性1261、热剩磁TRM(ThermalRM)火成岩的剩余磁化方式主要是热剩磁。所谓热剩磁就是炽热熔岩，其温度都在磁性矿物居里点(500一7000C)以上，从地下喷出地面后在地磁场中冷却至常温的过程中，磁性矿物因受到当地、当时地磁场的作用，而平行于地磁场的方向被磁化，其结果获得很强的剩磁，这种剩磁称为热剩磁。热剩磁有以下几个特点：1、热剩磁TRM(ThermalRM)127地磁学教学课件128(1)热剩磁的强度大。弱磁场中，热剩磁比常温下用外磁场磁化后的剩磁(称为等温剩磁)强几十至几百倍。(2)热剩磁的方向与外场一致。因此，火成岩的天然剩磁方向一般代表岩石形成时期的地磁场方向。(3)在弱磁场中热剩磁的强度正比于外磁场感应强度B：JTRM＝CTB式中，CT为比例系数。(1)热剩磁的强度大。弱磁场中，热剩磁比常温下用外磁场磁129地磁学教学课件130因此，如能用实验方法确定CT，就可根据火成岩的天然剩磁强度推算古地磁场强度。(4)热剩磁主要在居里点附近获得。在有外磁场存在时，将岩石从居里点TC冷却，在冷却过程中不断测定岩石的剩磁强度，作出温度T与磁化强度J的关系曲线，大致如图6.5.1的TRM曲线所示。由图可见，热剩磁主要在居里点附近获得。因此，如能用实验方法确定CT，就可根据火成岩的天然剩磁强度推131地磁学教学课件132在外磁场存在时，从居里点冷却至室温所获得的全部热剩磁，称为总热剩磁(TotalTRM)。如果在冷却时，外磁场只在温度范围T1一T2内存在，在其他范围内外磁场消失，这样获得的剩磁，称为温度T1一T2的部分热剩磁(PartialTRM)。实验发现任何范围内的部分热剩磁只与该范围的外磁场有关，不受其它范围的磁场的影响。因此，总热剩磁是居里点至室温的各个相邻温度范围的部分热剩磁之和。在外磁场存在时，从居里点冷却至室温所获得的全部热剩磁，称为总133这叫做部分热剩磁的可加性。如图6.5.1所示，温度由居里点TC降至T=5000C的热剩磁是TC～6000C和600～5000C的部分热剩磁的和。由居里点TC降至00C的总热剩磁是TC～6000C,600～5000C，…，100～00C的部分热剩磁之和。

如果我们将标本从室温加热至温度T然后在零磁空间中冷却，根据部分热剩磁的可加性，标本中温度T以下获得的部分热剩磁全部被清除掉。这叫做部分热剩磁的可加性。134

用这种方法可退掉岩石形成后，在较低温度条件下获得的热剩磁，这称作部分热退磁或热清洗。(5)热剩磁有很高的稳定性。

观测表明，岩石形成时的地磁场方向被完全“固定”在磁性矿物单畴中，在整个地质时期内保持不变。岩石在弱磁场中获得的热剩磁具有很高的抗干扰能力。外磁场的变化、温度在200～3000C内的热作用，很难引起热剩磁的变化。用这种方法可退掉岩石形成后，在较低温度条件下获得的135

沉积岩的剩磁主要有两种，一种是沉积剩磁，另一种是化学剩磁。2、沉积剩磁·(DRM)

岩石碎屑携带原已具有剩余磁性的矿物颗粒，在成岩(包括沉积、压实、固化等)过程中，由于地磁场的作用，使矿物颗粒的剩余磁性按着当时的地磁场方向取向并被固定下来的剩磁叫做沉积剩磁。沉积剩磁很稳定。沉积岩的剩磁主要有两种，一种是沉积剩磁，另一种是化学剩磁。136地磁学教学课件137

3·化学剩磁(CRM)

某些矿物在地磁场坏境中发生了化学变化或重新结晶，也可能获得相当高的磁化强度。矿物通过这种方式获得的剩磁就叫做化学剩磁。化学剩磁的稳定性也是很高的，其方向与当时的地磁场方向一致，其强度与当时的地磁场强度成正比。例如:赤铁矿变成磁铁矿时就可获得化学剩磁。3·化学剩磁(CRM)138

二、古地磁的基本原理

古地磁的基本原理是建立在两个假说的基础上的。这两个假说是:(1)岩石的原生剩磁方向与岩石形成时的地磁场方向一致，所究岩石的原生剩磁就能推测岩石形成时的地磁场方向。这个假说是依据岩石原生剩磁的高度稳定性。但在亿万年漫长的地质历史时期中，岩石会遭受各种次生磁化的影响。二、古地磁的基本原理古地磁的基本原理是建立在两个假说的基139因此，在测量前首先要“清洗”这些次生干扰，才能获得我们所需要的原生剩磁。(2)古地磁场是轴向地心磁偶极子场。依据现代观测，地球主磁场的成分主要是地心磁偶极子场。以磁偶极子轴作为极轴的坐标系称为地磁坐标系。地面一点P的矢径与地磁轴的夹角称为该点的地磁余纬度，用Θ表示。P点的矢径与地磁赤道面的夹角称为该点的地磁纬度，用Φ表示。因此，在测量前首先要“清洗”这些次生干扰，才能获得我们所需要140按偶极子公式，磁倾角I与磁纬度Φ，磁余纬度Θ的关系为

tanI=2tanΦ=2cotΘ(6.5.2)在地面P点选取一标本测定I后，由上式计算出磁余纬Θ，再根据剩磁偏角D可定出地磁极的位置。由于未考虑岩石在形成以后可能发生过位置变动，因此，这样确定的磁极称为虚地磁极(VGP)o如图6·5·2所示，N代表现代地理北极，NM代表古地磁北极，P(φ’，λ’)代表标本产地。按偶极子公式，磁倾角I与磁纬度Φ，磁余纬度Θ的关系为141应用球面三角形(NNmP)的余弦定理和正弦定理，就可获得虚地磁极Nm的地理经纬度(φ0，λ0)，即由下式计算:应用球面三角形(NNmP)的余弦定理和正弦定理，就可获得虚142地磁学教学课件143

古代焙烧的文物和砖能将当时的地磁场保存下来，因此，研究古代砖和陶器等文物的热剩磁能得知古代磁场的方向。文物最后的烘烤的日期由窑中14C的含量或由考古学决定，这方面已发展成为一间新的学科－

考古地磁学。

144

根据上述原理，研究了英国两千年来的磁场变化，发现古代磁极的位置是变化的，但均聚集在地理极周围。根据上述原理，研究了英国两千年来的磁场变化，发现古代磁极的145由各大陆古生代以来的古地磁成果推测的古纬度与该大陆的古气候标志也基本吻合，所以古生代以来的地磁场基本是轴向地心磁偶极子场。古地磁场强度只能间接测量，其原理是，将标本在已知磁场FT中加热后冷却，获得总热剩磁JT

，根据正比关系式(6·5·I)，可求得古地磁场强度。由各大陆古生代以来的古地磁成果推测的古纬度与该大陆的古气候标146注意，只有满足以下条件时，上式才获得良好的结果:

(1)原生热剩磁随时间的衰减很小；(2)次生剩磁很小，(3)实验室加热过程中没有物理化学变化。有了古地磁场强度，然后利用地心磁偶扳子场强公式，求得地磁场的虚偶极子的磁矩，即:注意，只有满足以下条件时，上式才获得良好的结果:147下图就是根据上式和由近代喷发岩、考古文物等实测的古地磁场强度，计算出来的近10000a来地磁场虚偶极矩的变化情况，近10000a中地磁场虚偶极矩的平均值为8·75x1022A·m2。下图就是根据上式和由近代喷发岩、考古文物等实测的古地磁场强度148三、测量古代地磁场基本工作方法1、·采集标本

古地磁研究中，首先的也是至关重要的一个环节是采集标本。其中被研究的岩石标本的采样位置应尽可能地均匀分布于该岩层所代表的整段时代。对采样地区的地质、地貌等情况要进行较详细地了解，选择风化程度较轻的新鲜岩石，如河流、道路的切割面和采石场的岩石。三、测量古代地磁场基本工作方法149在每一个采样点，要采若干块标本，以便进行统计处理。采样之前，一定要在标本上标出地理坐标轴(正北、正东、垂直层面)，并记下层面的倾角和倾向。只有这样才能将室内测定的剩磁方向与实地的方向联系起来。采集标本的方式有两种：一种是，用取样钻，钻取一段岩心；一种是用人工凿下一块手工标本。前者是圆柱体，后者为长方体。在每一个采样点，要采若干块标本，以便进行统计处理。150

测量标本的剩余磁性，常用的仪器是无定向磁力仪和旋转磁力仪。2、资料整理

主要任务是：将层面坐标变换为地理坐标；对岩层形成后发生的倾斜进行改正，使剩磁方向与原始的岩层水平位置联系起来；将每块样品的剩磁方向用D和I表示出来。测量标本的剩余磁性，常用的仪器是无定向磁力仪和旋转磁力仪。151

3、统计处理

从离散的岩石标本中确定:

平均磁化方向;磁化方向的离散度;古地磁极的误差。4、剩磁稳定性检验为判别岩石原生剩磁的年代，必须对所测剩磁是否是原生剩磁作出判定。3、统计处理152四、古代地球磁场下面我们通过古地磁学的一些研究成果来了解古代地磁场的平均特性。1、古代地磁场为轴向地心偶极子场利用深海沉积物的剩余磁性，可以把地磁场的分布状态追溯到几百万年之前。图6.5.5给出了近200万年来由深海沉积岩芯测得的磁倾角，它们与轴向地心磁偶极子计算的理论倾角吻合得很好，这说明几百万年的地磁场是轴向偶极子场。

四、古代地球磁场下面我们通过古地磁学的一些研究成果来了解古代153地磁学教学课件154

再往前追溯，利用2000万年以来的火成岩，求出了1000多个虚地磁极，绘于图6·5·6中。可以看出，在这段时期内，虚地磁极是以地理极为中心呈对称分布。这表明2x107a以来的地磁场也是轴向地心磁偶极子场。地磁极一直在地理极的周围无规则地运动。再往前追溯，利用2000万年以来的火成155地磁学教学课件156再追溯到更老的几千万年以前的地质时期，测定结果表明古地磁极偏离了现代地理极，不再以地理极为中心对称分布，而且愈古老愈分散;但是每块大陆测得的磁极自己却聚集在一起，围绕一个中心。图6·5·7是南美、非洲、南极洲、澳大利亚、印度的侏罗纪(1.5xl08a前)的古地磁南极分布。更古老的地质时期，情况也大致如此，但各大陆的磁极相隔更远。再追溯到更老的几千万年以前的地质时期，测定结果表明古地磁极偏157地磁学教学课件158有意思的是，当根据大陆漂移假说把各块大陆并合起来时，各大陆块的磁极，便重合在一起了。这表明古老地质时期的磁极仍然是唯一的。但还不能说明是轴向地心磁偶极子场。又如在西欧巴黎(现纬度为490N)的二叠纪和三叠纪岩层中，发现有沙漠的沙岩，红层，蒸发岩和珊瑚礁。这些是炎热气候的产物。而古地磁测量研究结果:当时西欧的古纬度是零度左右，见图6·5·9。有意思的是，当根据大陆漂移假说把各块大陆并合起来时，各大陆块159

160类似这种吻合的例子是很多的，这表明古生代以来的古地磁场是轴向地心偶极子场。即地磁轴与地理轴重合，地磁纬度与地理纬度重合。可见，现在的地磁轴与地理轴斜交并非是永恒的，而是暂时的现象。地磁学教学课件1612、古地磁场的极移

按照古地磁场是轴向地心磁偶极子场的假说，同一时期的地磁极应是唯一的，即在各大陆所测得的磁极都应集中在地理极的周围。2000万年以来的测量符合这一规律，然而，3000万年前的岩石资料却显示出与现代地理极有实质性的偏离。比如:根据欧洲的地层求得寒武纪时的古地磁极在西太平洋的赤道附近(80N，1890E)，泥盆纪时的地磁极在日本的西南(270N，1620E）;2、古地磁场的极移162石炭纪的地磁极在萨哈林岛附近(370N，1670E）;二叠纪时，在北西太平洋(440N，1610E);三叠纪时，在维尔霍扬斯克(500N，1500E);下第三纪时，在北冰洋的新西伯利亚岛附近(750N，1640E)，一直到现在的磁极，它们可以连接成比较光滑的线，如图6·5·10o石炭纪的地磁极在萨哈林岛附近(370N，163

164极移:在数亿年间，地磁极按年代有序的大规模的移动叫做极移。极移路线：在稳定地区内将各地质时期的古地磁极画在现代坐标上，连接起来，称为该地区的极移路线。对美洲的地层进行同样的古地磁测量研究，其结果与欧洲类似。但极移路线有所差别，如图6.5.10(b)。这些差别是由于欧洲与美洲两块大陆作相对运动而分离的结果。如果把大陆漂移的影响消除，则两条视极移路线就会明显地集中在一起了。极移:在数亿年间，地磁极按年代有序的大规模的移动叫做极移165各大陆的磁极从寒武纪以来均由赤道附近向现代的北极移动。极移路线是大陆漂移和磁极迁移两者联合的结果。磁极的移动原因与非偶极场成分的变化有关。3、地磁极性倒转

古地磁研究的一个极为重大的成果是发现了地球磁场的极性曾经多次倒转过。布容(B.Brunhes)早在1906年就发现了某些熔岩流的磁化方向与现代地磁场方向相反。各大陆的磁极从寒武纪以来均由赤道附近向现代的北极移动。166后来，松山(Matuyama)又发现正向磁化与反向磁化的熔岩的年龄是不同的。进一步的观测事实和研究结果表明，许多火成岩，甚至整个岩层的永久磁化方向与现代地磁场方向相反;而且世界各地大量反向磁化的岩石，在生成时间上还具有一致性;同时，在岩层序列中，正反极性相间排列。后来，松山(Matuyama)又发现正向磁化与反向磁化的熔岩167这些客观现象决不可能是由岩石的自发磁化所引起的，这种反向只能是来源于地磁极性倒转，即岩石形成时期的地球磁场与现代地球磁场的方向正好相反。我们把这种现象称为地磁极性倒转。地球磁场反转的推论，对研究地磁成因至关重要，科学工作者们历尽千辛万苦从世界各地采集了近几百万年的火山岩及沉积岩样品，磁性测量结果表明：地磁场极性倒转是地球历史的一个基本特征。这些客观现象决不可能是由岩石的自发磁化所引起的，这种反向只能168

地球磁场在过去的漫长地质年代中，曾经多次地发生倒转。通常，把与现代地球磁场方向相同的地球磁场称为正向场，与现代地磁场方向相反的地磁场称为反向场。正向场与反向场的地心偶极子磁矩方向正好相差180。在全球范围内，同一时代的岩石应有同一极性，若能准确测定出正向或反向磁化岩石的年龄，也就知道了地球磁场在什么时代是正向的，什么时代是反向的。地球磁场在过去的漫长地质年代中，曾经多次地发生倒转。169将地磁场的极性按时间顺序排列起来，就构成了所谓的地磁极性年表，它在地层对此中是很有用的。图6.5.11是近5x108a的极性年表，其年代值主要是根据钾-氢法测定火成岩年龄得出的。近5x10，a的极性年表大致分为四个极性期(polaritychron)。在一个极性期内一种极性占优势。将地磁场的极性按时间顺序排列起来，就构成了所谓的地磁极性年表170地磁学教学课件171各极性期是以著名的地磁学家的名字来命名的，它们是:布容正向期；松山反向期；高斯正向期；吉尔伯特反向期。在每一个极性期内又含有若干个更短的反转"事件"，称其为极性亚期(polaritysubchron)，一个极性亚期表示一种极性，这些极性亚期是以首次发现它们的地名来命名的。各极性期是以著名的地磁学家的名字来命名的，它们是:172对倒转时期磁场的性质的研究，提出了下列一些观点:场转换的整个过程，即正反向之间过渡带的时间比较短，约4000一5000a；地球磁场强度大幅度下降，但并不等于零，过渡期内场强平均值为正常值的25%一10%;有人认为:在极性倒转之前，偶极子成分就己经开始下降至零，然后在相反方向增加;对倒转时期磁场的性质的研究，提出了下列一些观点:173而非偶极成分并没有随偶极成分减小而减小。这就是说过渡期内可能是非偶极场占优势。考克斯(Cox,1968年)认为当非偶极场较偶极场大时倒转的几率最大，但还没有独立的证据。目前进行这方面的研究困难还很多，因过渡期内的岩石剩磁记录资料还不太多。而非偶极成分并没有随偶极成分减小而减小。174§6.6磁法勘查的应用

一、在断裂分析中的应用利用磁测资料用来确定断裂是一种十分有效的方法，在断裂或破碎带中，常常伴有岩浆活动或磁性矿物的集中。这样就导致磁场的线性高异常带、梯度带、异常走向的突变带等，§6.6磁法勘查的应用一、在断裂分析中的应用175线性的正异常带或羽状排列的线性异常带。

下图是郯城-庐江深大断裂磁场图

1957年由航空磁测首先发现的，断裂带长约800公里，宽30-50公里，它在航磁图上以升高正异常带的形式出现，淮阳地盾北缘的深大断裂带是以降低背景出现；线性的正异常带或羽状排列的线性异常带。

下图是郯城-庐江深176地磁学教学课件177其中不少火山岩地堑的断陷，升高的磁异常叠加在降低的背景上，其连续性较差。长江中下游的深大断裂带，也是处于降低的背景上，长约500—600Km，其中有大量的中新生代的侵入岩、火山岩和类火山岩侵入体，也是一个巨大的金属成矿带。

其中不少火山岩地堑的断陷，升高的磁异常叠加在降低的背景上，其178二、“海底扩张”的地球物理证据

1963年,凡茵和马修斯提出了海底扩张学说。海底是地幔物质上升由海岭涌出并向两边扩张形成的，当它一面扩张，一面冷却时，便获得了磁性，其方向与当时的地磁场一致。由于扩张过程中，地磁极多次转向，而海底凝固后的磁性又是稳定的，所以扩张的海底在各个时期具有不同的磁化方向。二、“海底扩张”的地球物理证据179即是说，与海岭不同距离的海底是由正负磁化相间的磁场连接而成。海底就象一条巨大的磁带，上面记录着地磁场转向的海底扩张的信息。

图(a)、图(b)是冰岛南部雷克雅纳海岭附近的磁异常平面图与剖面平面图。在海岭两边，磁异常的分布是对称的，正、负异常都呈条带状，与海岭的走向平行。这种线性排列可延伸至很远的距离，只有当跨过大断裂时，磁异常的形态才整体地发生错动。

即是说，与海岭不同距离的海底是由正负磁化相间的磁场连接而成。180地磁学教学课件181SeaflooractsasabigmagnetictaperecorderSeaflooractsasabigmagnet182三、在金属矿产勘查中的应用

安徽某铁矿磁异常是1：10万航磁发现。第四系地层覆盖，工区西南出露有寒武、震旦、前震旦系岩层，岩性为砂页岩、灰岩、石英岩、片麻岩。地层平缓呈单斜，走向北西，倾向南西10°～15°，据产状推测，异常带位于前震旦系变质岩中，区内岩浆活动微弱，且多为中酸性岩脉沿断裂侵入。

磁测参数表明：只有石英磁铁矿具有强磁性。三、在金属矿产勘查中的应用183下图是该铁矿航磁异常图。ΔT呈条带状，走向近南北，极大值610nT，推断异常为鞍山式沉积变质铁矿引起。经钻探验证，异常带内的十个局部异常都是矿。右下图是Za实测曲线与根据矿体形态正演计算的Za理论值。算得有效磁化强度Ms=51400×10-3A/m，磁性体倾角α=58°，上顶埋深h=178m，水平宽度2b=132m，有效磁化倾角is=69°,α与is较接近，可以把它看作顺层磁化二度厚板。下图是该铁矿航磁异常图。ΔT呈条带状，走向近南北，极大值61184地磁学教学课件185四、在非金属矿产勘查中的应用我国辽宁某石棉矿是在具有弱磁性（磁化率200～800·4π·10-6SI(K)的辉绿岩和石灰岩接触带中生成，产于距辉绿岩岩底1～2m的白云质灰岩中，矿体沿走向和延深方向呈层状分布，甚为稳定。下图是辉绿岩的Za异常。若用磁法圈定辉绿岩，就能间接确定石棉矿的位置。为此进行了1：10000和1：20000面积测定，获得一条S型异常带，经50多个钻孔控制，圈定了岩棉矿的分布范围。四、在非金属矿产勘查中的应用186地磁学教学课件187习题：1、简述地磁七要素，以及它们之间的关系。2、·什么是岩石的热剩余磁性?沉积剩余磁性?3、简述古地磁学的基本原理。习题：188地磁学地磁学189

地球的电磁现象是重要的地球物理现象之一，它可以反映上至太阳活动、行星际空间、磁层、电离层，下至地壳、地慢、地核中发生的与电磁过程有关的各种物理过程。对地球电磁现象的实验、观测和研究，是认识高空和地球内部介质的物性、组成、运动状态和孕震过程的重要途径之一。本章首先介绍磁场基础知识地球的电磁现象是重要的地球物理现象之一，它可以反映上至太阳190§1磁场的基础知识一、磁场、磁感应强度与磁场强度1、磁场磁性：物质能够吸引铁的属性叫做磁性。磁场：我们把存在着磁力作用的空间区域叫做磁场。场是一种看不见、摸不着的特殊的物质，但它具有动量、能量和质量，其动量、能量和质量都能够被检测出来。对于场的物质性的认识，乃是物理学史上的一块划时代的里程碑。§1磁场的基础知识191天体磁场：地球和其他许多天体都具有磁性，天体及其周围的磁场叫做天体磁场。地球磁场：地球本身及甚周围的磁场叫做地球磁场。在地球上，悬挂起来的能在水平面内自由转动的磁针，总是静止在靠近地球的南北方向上。人们规定:磁针指南的那个极为它的指南磁极，衡称为南磁极或负磁极，用S表示；指北的那个极为它的指北磁极，简称北磁极或正磁极，用N表示。天体磁场：地球和其他许多天体都具有磁性，天体及其周围的磁场叫192

磁性，起因于电