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。
古地磁测年法
岩石一般均具有磁性，这种磁性是岩石在其形成过程中，磁性矿物在当时当地磁场方向下定向固结形成的，称为剩余磁性。通过对8000万年以来不同时代岩石的剩余磁性研究，发现地球磁场的极性大约每40万年发生一次反转。人们利用岩石的剩余磁化的方向为标志，将古地磁的极性变化按时期排列起来，结合同位素年龄测定，建立起了地球极性时间表。根据所测岩石的极性，确定该极性的延续时间，通过与地球极性时间表对比，就可以推算该岩石的形成年代。该方法目前主要用于测定中生代以来的岩石年代。
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。
