常用环境磁学参数及表征意义 (1)
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环境磁学张卫国当我们去旅游时,江西是红色之旅的重要省份。
江西被称为红土地,一方面它是我国著名的革命老区,另外一方面该省地表大面积分布着外观为红色的土壤(称为红壤),红色的由来与红壤中含有的赤铁矿有关。
近几年媒体报道的有人在黄河郑州段泥沙中非法淘铁,利用磁铁吸取的黑砂,则含有大量的磁铁矿。
在我们的周围,上述与铁有关的物质不胜枚举,之所以如此,是因为铁是地壳中丰度第四的元素,它在环境中广泛存在。
以磁铁矿、磁赤铁矿、赤铁矿、磁黄铁矿、胶黄铁矿等为代表的含铁的氧化物、硫化物,从磁学的观点,属于磁性较强的亚铁磁性物质以及具有高矫顽力的反铁磁性物质,可以较为容易地被磁学方法加以检测,因此地球科学工作者就把采集到的湖泊、海洋、河流沉积物以及土壤、岩石、大气悬浮颗粒物等物质,在野外或实验室内人为施加以磁场,观察这些物质表现出的宏观磁学性质,获得这些物质中所含的磁性矿物的类型、含量和颗粒大小等信息。
样品的磁学特征一定程度上反映了物质来源、搬运过程、岩石风化成土过程、成岩作用、人类活动等综合信息,因而具有环境指示意义。
环境磁学即是一门以磁性测量为核心手段、磁性矿物为载体,通过分析物质的磁性矿物组合和特征,以揭示不同时空尺度的环境作用、环境过程和环境问题的边缘学科。
早在20世纪20年代,瑞典科学家古斯塔夫·伊辛(Gustav Ising)就将磁学方法运用到瑞典冰川环境中湖泊纹层沉积物的表征。
他发现春季堆积的沉积物磁性要强于冬季的沉积物,他将其归因于冰川河流水量的季节性差异,春季由于冰川融水,河流水量大增,因而能够携带更多的磁铁矿进入湖泊,以后的研究表明,磁性强弱的变化原因并非如此简单。
但环境磁学作为一门学科的形成,与英国科学家的工作更为密切。
20世纪60年代,约翰·麦克勒斯(John Mackereth)测量了英国温德米尔(Windermere)湖沉积物磁性特征,他发现该湖沉积物的天然剩磁能够记录地球磁场长期变化,因而可用于沉积物的古地磁定年,对于全新世沉积物的14C测年方法是有益的补充。
磁学中的基本物理量公式:HL=IN (全电流定律)H磁化强度;L磁路长度;I电流;N匝数μ=B/H B磁感应强度;H磁化强度(也叫磁场强度)Ф=B*S=L*I S横截面积;L电感量;I电流U=dФ/dt=L*di/dt Ф磁通量;t时间;L电感量;一、电流引出的物理量电子在导体中的定向移动,称为电流磁场是电流产生的,电流总是被磁场包围有了电流,如果周围有某种导磁材料存在,则电流产生的磁场就会对导磁材料产生一个影响力,即在材料中产生一个力。
这个力就是磁场强度(也叫磁化强度),用H表示导磁材料受到H的作用,会在内部产生磁力线(形象化表示),就是B,叫做磁感应强度相同的外加磁化强度对不同的导磁材料产生作用时,产生的B是不一样的,这就引出表征不同材料特性的物理量,磁导率μ,它表征了一种材料的导磁能力,导磁能力越强,在相同的磁化强度下,磁力线产生的越多,真空磁导率μ0=4∏×10-7H/m空气磁导率与导磁材料磁导率有很大差别,即它们之间的导磁能力不一样,也就是它们对磁的阻碍能力不一样,也即磁阻不一样磁通跟电流有相同的特性,总是喜欢走比较容易走的路,这就是磁芯会把电流产生的磁通限制在磁芯内的原因,当然肯定会有漏磁通从这点可以看出,磁导率越大,漏磁通会越小。
磁导率与单匝感量之间的关系:AL=Ф/i=B*S/I=μS/L L平均磁路长度B实际可以看做一个密度值,即磁力线的密度,因此它又叫磁通密度,相当于电学中的电流密度,磁力线的总量可以用B在面积上的积分来计算即:Ф= s Bds=BS这个磁力线的总量就是磁通量Ф它的变化速度决定了线圈产生反电势的大小电感量:单位电流产生的总磁通链,用L表示ψ=NФ=Li L=ψ/i另外,电感计算一般通过单匝感量乘以匝数的平方,L=AL*N2此公式的来源:单匝感量通过测试得出,或已知磁导率计算得出,N*N来自于单匝自感加上匝与匝之间的互感。
提示:1.电感阻止电流变化的特性实际就是阻止电感磁芯中磁通变化的特性楞次定律:感生电流总是试图维持原磁通不变2.电感储能能力We=(1/2)Li2二、实际应用中的物理量B S饱和磁通密度,磁芯达到饱和后,继续增加电流,磁通也不会再增加,此时磁芯感量为0B r剩磁,铁磁物质磁化到饱和后,有将磁场强度下降到零时,铁磁物质中残留的磁感应强度,称为剩余磁感应强度HC矫顽力,磁芯在磁化之后,即使外部磁化强度消失,磁芯内部仍会有剩磁,要把剩磁完全消掉需要施加一个反向的磁化强度,这个反向的磁化强度就是矫顽力,矫顽力的存在是磁芯产生损耗的原因之一磁致伸缩系数,表示磁致伸缩效应大小的系数,定义为物体有无磁场时的长度之差与无磁场时的长度的比值。
中国东部红土的磁性及其环境意义
中国东部红土的磁性及其环境意义
通过中国东部红土剖面的环境磁学参数(磁化率、频率磁化率、非磁滞剩磁,饱和等温剩磁等)测量,获得了红土剖面磁性矿物浓度、粒度和类型等特性随深度的变化曲线以及红土经连二亚硫酸钠-柠檬酸钠-重碳酸钠溶液(DCB)处理后的磁性参数变化.根据红土剖面环境磁学参数及其磁参数比值的变化可将红土分为3个层段,各层段的磁性矿物特征存在明显的差异.证实了红土剖面中的磁性载体主要是磁赤铁矿、赤铁矿和针铁矿,并分离出了球粒状磁颗粒.认为红土磁性矿物的数量、粒度、类型等的变异指示了其形成时的环境特征,其频率磁化率和DCB处理的磁化率损失量指示了红土成壤化作用的强弱,可作为在红壤区研究过去全球变化的一种新途径.
作者:卢升高董瑞斌俞劲炎张卫国俞立中作者单位:卢升高,董瑞斌,俞劲炎(浙江大学环境与资源学院,杭州,310029)
张卫国,俞立中(华东师范大学河口海岸国家重点实验室,上海,200062)
刊名:地球物理学报ISTIC SCI PKU英文刊名:CHINESE JOURNAL OF GEOPHYSICS 年,卷(期):1999 42(6) 分类号:P318 关键词:红土磁性参数磁性矿物古环境。
磁性材料基本参数详解磁性是物质的基本属性之一,磁性现象与各种形式的电荷的运动相关联,物质内部电子的运动和自旋会产生一定大小的磁矩,因而产生磁性。
自然界物质按其磁性的不同可分为:顺磁性物质、抗磁性物质、铁磁性物、反铁磁性物质以及亚铁磁性物质,其中铁磁性物质和亚铁磁性物质属于强磁性物质,通常将这两类物质统称为 “ 磁性材料” 。
铁氧体颗粒料: 是已经过配料、混合、预烧、粉碎和造粒等工序,可以直接用于成形加工的铁氧体料粒。
顾客使用该料可直接压制成毛坯,经烧结、磨削后即可制成所需磁芯。
本公司生产并销售高品质的铁氧体颗粒料,品种包括功率铁氧体 JK 系列和高磁导率铁氧体 JL 系列。
锰锌铁氧体: 主要分为高稳定性、高功率、高导铁氧体材料。
它是以氧化铁、氧化锌为主要成分的复合氧化物。
其工作频率在1kHz 至10MHz 之间。
主要用着开关电源的主变压器用磁芯 . 。
随着射频通讯的迅猛发展,高电阻率、高居里温度、低温度系数、低损耗、高频特性好(高电阻率ρ、低损耗角正切 tg δ)的镍锌铁氧体得到重用,我司生产的 Ni-Zn 系列磁芯,其初始磁导率可由 10 到 2500 ,使用频率由 1KHz 到 100MHz 。
但主要应用于 1MHz 以上的频段、磁导率范围在 7-1300 之间的 EMC 领域、谐振电路以及超高频功率电路中。
磁粉芯: 磁环按材料分为五大类:即铁粉芯、铁镍钼、铁镍 50 、铁硅铝、羰基铁。
使用频率可达100KHZ ,甚至更高。
但最适合于10KHZ 以下使用。
磁场强度 H :磁场 “ 是传递运动电荷或者电流之间相互作用的物理物 ” 。
它可以由运动电荷或者电流产生,同时场中其它运动或者电流发生力的作用。
均匀磁场中,作用在单位长磁路的磁势叫磁场强度,用 H 表示;使一个物体产生磁力线的原动力叫磁势,用 F 表示:H=NI/L, F = N I H 单位为安培 / 米( A/m ),即 : 奥斯特 Oe ; N 为匝数; I 为电流,单位安培( A ),磁路长度 L 单位为米( m )。
各个参数:
低频(0.47 kHz)磁化率(χlf)和高频(4.7 kHz)磁化率(χhf)利用Bartington公司生产的MS-2型双频磁化率仪测定。
非磁滞剩磁(ARM)和等温剩磁(IRM)利用D2000交变退磁仪、MMPM10脉冲磁化仪和Minispin旋转磁力仪完成。
质量磁化率(χ)
频率磁化率(χfd,χfd%=[χlf-χhf]/ χlf×100)、
饱和等温剩磁(SIRM=IRM1000mT)、
硬剩磁(HIRM=(SIRM+IRM-300mT)/2)、
非磁滞剩磁磁化率(χARM)
χARM/χ、χARM/SIRM、SIRM/χ
退磁参数S-100(S-100= IRM-100mT/ SIRM)和S-300(S-300= IRM-300mT/SIRM)。
各参数含义:
χ、SIRM、χfd、χARM与磁性矿物含量有关。
SIRM不受顺磁性矿物和抗磁性矿物的干扰。
χfd指示超顺磁颗粒对抗磁性矿物的多少。
HIRM通常可以反映硬剩磁。
χARM/SIRM可以指示磁性矿物颗粒的大小。
S-100和S-300 反映不完整反铁磁性矿物和亚铁磁性矿物的相对比例,值会随其中不完整反铁磁性矿物的比例增加而下降。
环境磁学参数简介王金海;孟军海;霍成胜;赵勇【摘要】环境磁学是20世纪80年代一门新兴的学科,是介于地球科学、环境科学及磁学的边缘科学.它通过研究磁性矿物在环境系统中的迁移、转化和组合的规律,根据物质在磁性特征上的联系及其反映在环境上的内涵,探索不同空间尺度的环境作用、环境问题和人类活动影响,揭示环境变化过程和机制.由于环境磁学具有快速、高效、经济以及对样品无破坏性等优点,近些年来得到越来越广泛的应用.但其采用的方法及涉及到的参数繁多,很容易混淆,本文简要介绍了环境磁学涉及的参数及其基本物理含义,为应用环境磁学解决气候、环境污染等问题提供参考.【期刊名称】《工程地球物理学报》【年(卷),期】2012(009)004【总页数】5页(P423-427)【关键词】环境磁学;参数;物理含义【作者】王金海;孟军海;霍成胜;赵勇【作者单位】青海省第三地质矿产勘查院,青海西宁810029;青海省第三地质矿产勘查院,青海西宁810029;青海省第三地质矿产勘查院,青海西宁810029;青海省第三地质矿产勘查院,青海西宁810029【正文语种】中文【中图分类】P631.41 引言环境磁学是最近几十年才发展起来的一门学科,它通过研究磁性载体(土壤、湖泊海洋沉积物及粉尘等)的磁学性质,得到磁性载体中磁性矿物的含量、粒度和种类,从而反演得到其中的环境信息[1~3]。
1926年Gustav Ising最先使用磁学方法研究沉积物,他通过研究瑞典一个冰湖的层状沉积物的磁化率和剩磁,发现春季形成的沉积物磁化率比其他季节高几倍。
此后就陆续有人通过层状湖沉积物的磁学性质研究地球磁场的强度和方向,但都没有成功。
Koenigsberger(1938), Thellier(1938)和Nagata(1943)尝试了解火山岩在自然界中磁化的过程,Nagata于1953年出版Rock Magnetism,标志这一学科的诞生。
1949年,Neel理论的提出,奠定了岩石磁学的理论基础。
简述磁学参数在城市土壤重金属污染监测中的应用【摘要】环境污染问题越来越受到人们关注,重金属与人类健康息息相关。
化学方法检测重金属浪费大量的时间和精力,而磁学方法能够迅速简捷的完成污染检测工作。
环境磁学在古环境重建、环境治理方面已有长足的发展。
应用范围广泛,涉及岩石、土壤、河湖沉积物和海洋大陆架。
在古地磁之外,土壤磁学研究日渐成熟,磁测工具使人们能够快速获得相关参数。
简述了磁学参数和重金属的相关知识,分析了磁性颗粒和重金属之间的关系,探寻建立磁诊断的基本方法。
在大城市中,磁测工作如雨后春笋般出现,大城市土壤重金属污染的磁学研究已有一段历史。
环境磁学作为一门新兴边缘学科,顺应了人们的需求,在环境污染监测方面具有可观的发展前景。
【关键词】磁学参数;重金属;环境污染;相关分析Some Applicationa of Magnetic Parameters on Heavy Metal Pollution Monitoring in CitiesKONG Wei-han1 LI Yong-hua2(1.College of City and Environment Sciences,Liaoning Normal University,Dalian Liaoning 116029;2. Liaoning Key Laboratory of Physical Geography and Geomatics,Liaoning Normal University,Dalian Liaoning 116029)【Abstract】People pay more and more attention to the question of environmental pollution. Heavy metals is closely related to people’s health. Chemical detection of heavy metal waste a lot of time and energy,and simplicity of magnetism method can rapidly complete the monitoring. Environmental magnetism has been greatly developed in paleoenvironment reconstruction and environmental governance. Application scope is widespread,involves rocks,soil,sediments of lakes and the continental shelf. Besides the paleomagnetism,soil magnetism increasingly matured,magnetic measurement enable people to get related parameters quickly. It introduces the related knowledge of magnetic parameters and heavy metals,and analyzes the relationship between magnetic particles and heavy metals to explore the basic method to establish magnetic diagnosis. Magnetical survey sprung up in big cities of China,It reviews the magnetical research history of heavy metal pollution of soil in big cities of China. Environmental magnetism is a new subject,adapt to the demands of people,which have considerable development foreground in environmental pollution monitoring.【Key words】Magnetic parameters;Heavy metal;Environmental pollution;Correlation analysis环境磁学是介于地理学、磁学和环境科学之间的边缘学科,自问世30多年以来发展迅速,磁学手段简便易行,又不失准确率,在环境演变研究中发挥重要作用。
实验名称:环境磁测量实验实验日期:2023年3月15日实验地点:XX大学地球物理实验室一、实验目的1. 了解环境磁测量的基本原理和方法。
2. 掌握磁化率、磁化强度等基本磁学参数的测量技术。
3. 分析环境磁学参数在地质、环境、考古等领域的应用。
二、实验原理环境磁测量是研究地球表面及其附近区域磁性物质分布、磁化强度和磁性结构的一种方法。
实验中,利用磁化率、磁化强度等参数来描述磁性物质的性质。
实验原理如下:1. 磁化率(χ):磁化率是描述磁性物质在外部磁场作用下磁化程度的物理量。
其定义为:χ = M/H,其中M为磁化强度,H为外部磁场强度。
2. 磁化强度(M):磁化强度是描述磁性物质在外部磁场作用下所获得的磁矩总和。
其定义为:M = (m1 + m2 + ... + mn) / n,其中m1、m2、...、mn为各磁性物质的磁矩,n为磁性物质的个数。
三、实验仪器与设备1. 磁化率仪:用于测量磁性物质的磁化率。
2. 磁化强度仪:用于测量磁性物质的磁化强度。
3. 样品盒:用于放置磁性物质样品。
4. 磁场发生器:用于产生外部磁场。
5. 数据采集器:用于采集实验数据。
四、实验步骤1. 样品准备:选取适量磁性物质样品,将其放置在样品盒中。
2. 磁化率测量:将样品盒放置在磁化率仪上,调整外部磁场强度,记录磁化率数据。
3. 磁化强度测量:将样品盒放置在磁化强度仪上,调整外部磁场强度,记录磁化强度数据。
4. 数据分析:对采集到的磁化率和磁化强度数据进行处理,分析样品的磁性特征。
五、实验结果与分析1. 磁化率测量结果:根据实验数据,计算出样品的磁化率χ。
分析样品磁化率与磁性物质的关系。
2. 磁化强度测量结果:根据实验数据,计算出样品的磁化强度M。
分析样品磁化强度与磁性物质的关系。
3. 磁学参数应用分析:结合地质、环境、考古等领域的研究,分析磁学参数在实际应用中的价值。
六、实验总结1. 本实验通过磁化率、磁化强度等参数的测量,成功掌握了环境磁测量的基本原理和方法。
武昌地区街道尘埃磁学特征及其对环境污染的指示意义的报告,
600字
武昌地区街道尘埃是环境污染的重要来源,其中污染物如重金属、有机化合物等都会对人体与环境造成危害。
为了解街道尘埃中含有的污染物,研究者们开展了武昌地区街道尘埃磁学特征的研究。
该研究结果表明,武昌地区街道尘埃中含有大量的重金属,其中铅、锰、铬、砷和铜最为常见。
使用磁学法可以准确测定这些特性重金属离子的含量,从而有效地判断尘埃中重金属的浓度。
同时可以从磁学特征中获得其他有机物的质量及其组成,例如多环芳烃(PAHs)。
磁学特征可以有效诊断环境污染水平,其对街道尘埃环境污染的指示意义非常重要。
虽然街道尘埃污染存在着复杂的影响因素,但是研究者们通过研究发现,街道尘埃的磁学特征与气象条件(温度、湿度、风速、风向)有着密切的关系。
由此可以看出,武昌地区街道尘埃的磁学特征可以为环境污染的检测与管理提供有效指示意义,借助磁学分析可以获得尘埃污染物的组成、浓度等信息,进而对相关污染特征有更深入了解,有助于加强尘埃污染物的治理与管理。
总之,武昌地区街道尘埃含有多种污染物,其磁学特征可以提供有效的指示意义,有助于环境污染的识别、检测和管理。
因此,对街道尘埃磁学特征的研究将有助于更好地控制和管理环境污染。
磁学中的基本物理量公式:HL=IN (全电流定律)H磁化强度;L磁路长度;I电流;N匝数μ=B/H B磁感应强度;H磁化强度(也叫磁场强度)Ф=B*S=L*I S横截面积;L电感量;I电流U=dФ/dt=L*di/dt Ф磁通量;t时间;L电感量;一、电流引出的物理量电子在导体中的定向移动,称为电流磁场是电流产生的,电流总是被磁场包围有了电流,如果周围有某种导磁材料存在,则电流产生的磁场就会对导磁材料产生一个影响力,即在材料中产生一个力。
这个力就是磁场强度(也叫磁化强度),用H表示导磁材料受到H的作用,会在内部产生磁力线(形象化表示),就是B,叫做磁感应强度相同的外加磁化强度对不同的导磁材料产生作用时,产生的B是不一样的,这就引出表征不同材料特性的物理量,磁导率μ,它表征了一种材料的导磁能力,导磁能力越强,在相同的磁化强度下,磁力线产生的越多,真空磁导率μ0=4∏×10-7H/m空气磁导率与导磁材料磁导率有很大差别,即它们之间的导磁能力不一样,也就是它们对磁的阻碍能力不一样,也即磁阻不一样磁通跟电流有相同的特性,总是喜欢走比较容易走的路,这就是磁芯会把电流产生的磁通限制在磁芯内的原因,当然肯定会有漏磁通从这点可以看出,磁导率越大,漏磁通会越小。
磁导率与单匝感量之间的关系:AL=Ф/i=B*S/I=μS/L L平均磁路长度B实际可以看做一个密度值,即磁力线的密度,因此它又叫磁通密度,相当于电学中的电流密度,磁力线的总量可以用B在面积上的积分来计算即:Ф= s Bds=BS这个磁力线的总量就是磁通量Ф它的变化速度决定了线圈产生反电势的大小电感量:单位电流产生的总磁通链,用L表示ψ=NФ=Li L=ψ/i另外,电感计算一般通过单匝感量乘以匝数的平方,L=AL*N2此公式的来源:单匝感量通过测试得出,或已知磁导率计算得出,N*N来自于单匝自感加上匝与匝之间的互感。
提示:1.电感阻止电流变化的特性实际就是阻止电感磁芯中磁通变化的特性楞次定律:感生电流总是试图维持原磁通不变2.电感储能能力We=(1/2)Li2二、实际应用中的物理量B S饱和磁通密度,磁芯达到饱和后,继续增加电流,磁通也不会再增加,此时磁芯感量为0B r剩磁,铁磁物质磁化到饱和后,有将磁场强度下降到零时,铁磁物质中残留的磁感应强度,称为剩余磁感应强度HC矫顽力,磁芯在磁化之后,即使外部磁化强度消失,磁芯内部仍会有剩磁,要把剩磁完全消掉需要施加一个反向的磁化强度,这个反向的磁化强度就是矫顽力,矫顽力的存在是磁芯产生损耗的原因之一磁致伸缩系数,表示磁致伸缩效应大小的系数,定义为物体有无磁场时的长度之差与无磁场时的长度的比值。
磁距的产生:带电粒子的运动产生电流,环电流产生磁距(磁偶极距),磁距和磁偶极距是表征物质磁性强弱和方向的基本物理量。
磁偶极子:一个磁性强弱能够用无限小的回路电流所表示的小磁体。
磁化强度M(或I):单位体积物质内具有的磁距矢量和。
单位:A/m磁极化强度J:单位体积物质内具有的磁偶极距矢量和。
单位:Wb/m2磁场强度H:描述磁极周围空间或电流周围空间任意一点磁场作用大小的物理量。
单位A/m 磁感应强度B:物质内单位面积中通过的磁力线数,是描述磁极周围任一点磁场力大小,或磁极周围磁场效应的物理量。
单位:特斯拉T磁化率x:单位磁场强度H在单位磁体中所感生出的磁化强度M大小的物理量。
X大,物质易被磁化,x小,物质难被磁化。
磁导率μ:单位磁场强度H在物质中所感生出的磁感应强度B大小的物理量。
绝对磁导率:μ=μ0(1+x)相对磁导率:μ=1+x抗(顺)磁性:在原子系统中,在外磁场作用下,感生出与磁场方向相反(相同)的磁距现象。
Tp:顺磁性居里点。
(抗磁性存在于一切物质中)反铁磁性:若交换积分A为负值时,原子磁距取反向平行排列;当相邻原子的磁距相等,则相互抵消,使自发磁化强度趋于零,称为反铁磁性。
超交换作用:反铁磁性物质内磁性离子间的交换作用是通过隔在中间的非磁性离子为媒介来实现的,故称为超交换作用。
自发磁化:指一些物质在无外力磁场作用下,温度低于某一定温度时,其内部原子磁距自发地有序排列的现象。
磁畴:自发磁化是按区域分布的,各个自发磁化的区域称为磁畴。
磁各向异性:沿磁体不同方向磁化到相同状态,所需要的磁场能大小不同的性质。
磁各向异性能:沿磁体不同方向,从退磁状态磁化到饱和状态,磁化场对磁体磁化过程所作的功的大小不同。
易磁化反向:沿磁体不同方向,磁化到饱和状态,所需要的磁场能最小的方向,称为易磁化方向。
静磁能:磁体在磁场中具有的能量称为静磁能。
包括磁场能和退磁能。
退磁场:处在外磁场H中的有限几何形状的磁体在其表面上会出现磁极,表面磁极使磁体内部存在与磁化强度M方向相反的一种磁场Hd起着减退磁化作用故称为退磁场。
论文第51卷第13期 2006年7月黄土高原东南缘黄土-古土壤序列的环境磁学结果及其古气候意义王喜生①*杨振宇②① Reidar Løvlie③裴军令①孙知明①(①中国地质科学院地质力学研究所, 北京 100081; ②南京大学地球科学系, 南京 210093; ③Department of Earth Science, University of Bergen, N-5007 Bergen, Norway. *联系人, E-mail: xishengwang@)摘要对黄土高原东南缘三门峡地区曹村黄土剖面L1~L13(时间跨度约1 Ma)的环境磁学研究表明: (1) 质量磁化率(χ)、饱和等温剩磁(SIRM)和非磁滞剩磁(ARM)等及其组合磁参数均呈明显的线性相关关系.由于超顺磁(SP)磁性颗粒对磁化率贡献最大而对剩磁(包括ARM和IRM)没有贡献, 因而这种线性关系意味着古土壤中由成土作用形成的磁性颗粒仍主要以相对偏细的单畴颗粒(SSD)为主, 而前人所认为的SP颗粒对磁化率的贡献可能被高估了; (2) 曹村剖面的磁粒度参数χARM/χ与黄土高原腹地典型黄土剖面的中值粒径曲线表现出很好的相似性, 在某种程度上反映了χARM/χ可以表征黄土-古土壤序列磁性颗粒的粒径相对变化; (3) 磁组分参数S-ratio和HIRM测试结果表明, 在由成土作用形成的低矫顽力强磁性矿物含量显著增加的同时, 高矫顽力的弱磁性赤铁矿/针铁矿的绝对含量也相应增加.关键词三门峡黄土-古土壤序列磁化率古气候中值粒径目前, 虽然对中国黄土-古土壤序列中古土壤磁化率增强的土壤成因模式已被广泛接受[1], 然而在由成土作用形成的超顺磁(SP)颗粒对磁化率的贡献以及磁化率如何记录古气候变化等问题上还没有达成广泛的一致[2~5]. Maher和Thompson[6]通过等温剩磁和非磁滞剩磁分析, 并与合成的磁性矿物对比, 用多重回归分析方法得出古土壤中磁铁矿的含量是黄土的两倍, 并认为至少90%的古土壤与黄土磁化率的差异是由于SP磁铁矿颗粒含量的不同所造成. Banerjee和Hunt[7]则利用低温剩磁测量技术估算出在15 K时由SP磁铁矿携带的剩磁对古土壤的贡献约占剩磁总量的75%, 而黄土仅占20%. 然而, Han和Jiang[8]通过对不同粒径范围内黄土颗粒的磁化率估算, 则认为SP磁性颗粒对古土壤磁化率的贡献不足3%. 最近, Liu等[9~11]对西部黄土高原黄土-古土壤序列的磁性颗粒粒度大小、分布和古土壤磁化率增强机制等开展了一系列卓有成效的岩石磁学研究, 对由成土作用形成的SP颗粒对古土壤磁化率增强的绝对重要性提出质疑, 认为由成土作用形成的SD磁性颗粒对古土壤磁化率的贡献至少在50%以上, 而且对磁化率增强起决定性作用的细粒磁性颗粒具有固定的粒径分布.由于磁化率是磁性矿物的种类、含量和颗粒大小的综合反映, 其值受源区物质的差异性、成壤期气候条件和降雨量及成土作用持续的时间等诸多因素的控制和影响[12~15]. 而饱和等温剩磁(SIRM)、非磁滞剩磁(ARM)、频率磁化率(χfd%)等及其组合参数对不同粒径范围内磁性矿物含量和粒度的相对变化反应更为灵敏[9,11,15,16]. 为此, 本文选择黄土高原上记录东亚夏季风最灵敏、成土作用最强的黄土高原东南缘三门峡地区的黄土-古土壤序列为研究对象, 通过多参数环境磁学指标来深入分析该区黄土-古土壤磁性颗粒的含量和粒度变化特征, 尝试建立1 Ma以来黄土高原东南缘黄土-古土壤序列环境磁学方面独立的古气候替代性指标, 并对古土壤磁化率增强机制作尝试性探讨.1采样与测试研究剖面位于三门峡市陕县张汴乡东南约1 km 的曹村东侧, 地理坐标34°38’N, 111°09’E. 剖面总厚度为153 m, 包括上部完整的33个黄土层和32个古土壤层(厚度为145 m)和8 m厚的红黏土(未见底). 本次研究从剖面上部的L1~L13(厚为71 m)以10 cm间距采集8 cm × 8 cm × (5~8) cm古地磁大样, 对可能出现的地磁极性转换处(L8~S8和L10~L13)进行了连续取样. 在室内, 对间距为10 cm的样品加工为2 cm × 2 cm ×2 cm的立方体试样, 并在每一层面上获得3块平行样. 对第一套样品的高分辨率古地磁研究已表明: 布容/松山极性转换界线位于S8的顶部, 贾拉米洛正极性亚时的顶、底界分别位于S10和L13的顶部[17].第51卷 第13期 2006年7月论 文本文选择曹村黄土剖面的第二套样品进行低场磁化率(χ)、频率磁化率(χfd %)非磁滞剩磁(ARM)和饱和等温剩磁(SIRM 2T )等环境磁参数测试分析. χ和χfd %由Bartington MS2B 双频磁化率仪完成, 再由频率为160 Hz 的2G 交变场退磁仪施加最大值为100 mT 的交流场和0.1 mT 的直流场来获得ARM. SIRM 2T 由Redcliffe 脉冲磁力仪在垂直于ARM 方向上加2T 直流场获得. 之后由Solenoid 在SIRM 反方向分别加100和300 mT 的直流场来获得IRM −0.1T 和IRM −0.3T . 所有样品的ARM 和IRM 利用Digico 旋转磁力仪完成. 在此基础上计算出HIRM=1/2(SIRM+IRM −0.3T ), S −0.1= -IRM −0.1T /SIRM, S −0.3= −IRM −0.3T /SIRM, S Bloemental = (1−IRM −0.3T /SIRM)/2, χARM /χ和ARM/SIRM 等比值. 此外, 还对部分样品的ARM 和SIRM 进行了系统的交变退磁, 试图通过不同种类剩磁的矫顽力谱线特征来分析其磁性载体类型.2 磁参数的线性相关分析以上测得的磁学参数总体上呈线性正相关关系(图1), 主要反映了黄土-古土壤中强磁性磁铁矿/磁赤铁矿的含量变化特征. 其中χ和ARM 的线性相关系数R 2达0.975(图1(a)). 这种明显的正相关关系可以理解为两种磁成分的叠加, 即原生黄土组分(背景组分)和风化/成土成分(磁增强组分)的相互消长关系[9]. 随风化/成土作用的增加, χ和ARM 同时线性增加, 因而二者拟合直线的斜率反映了不同粒径范围内磁性颗粒对χ和ARM 贡献的综合反映, 而其在χ轴上的截距χ0则可能趋近于未经风化原生黄土的磁化率值[9]. 曹村剖面的χ0值为1.495×10−7 m 3/kg, 与最近报道的九洲台、塬堡和宜川等剖面的马兰黄土(L1)和末次间冰期古土壤(S1)的χ0值(分别为 1.505×10−7, 1.585× 10−7和1.898×10−7 m 3/kg)[9]非常接近, 可能反映图 1 曹村黄土剖面各种磁学参数的线性关系图论 文第51卷 第13期 2006年7月了黄土高原上不同地区发育的黄土具共同的物源区.χ和SIRM 的线性相关系数R 2为0.96(图1(b)), 略低于χ和ARM 的相关系数0.975. 一般来说, χ主要反映铁磁性矿物的含量变化, ARM 仅对粒度较细的SD 强磁性颗粒更灵敏, 而SIRM 则不仅有低矫顽力磁铁矿/磁赤铁矿的贡献, 还可能包含了部分高矫顽力的赤铁矿. 特别是当样品中磁铁矿和赤铁矿共存时, 强场下获得的SIRM 比低场获得的χ和ARM 对赤铁矿的含量变化更灵敏. 对该剖面部分黄土/古土壤样品的ARM 和SIRM 交变退磁结果显示: 经80 mT 的交变退磁, 黄土样品的ARM 可衰减到5%以内, 而古土壤可衰减到2%以内; 几乎所有黄土和古土壤样品的SIRM 2T 经200 mT 交变退磁仍保留10%以上, 部分黄土样品甚至达15%以上(图2). 可见, 弱场ARM 并未饱和高矫顽力的赤铁矿, 而强场SIRM 的交变退磁结果明确指示了黄土/古土壤中存在高矫顽力赤铁矿, 而且其对黄土剩磁的相对贡献要大于古土壤. 因而,χ-ARM 比χ-SIRM 和ARM-SIRM 更好的线性相关关系反映了χ和ARM 的主要磁性载体是磁铁矿/磁赤铁矿,而SIRM 则可能同时反映了铁磁性磁铁矿/磁赤铁矿和部分反铁磁性赤铁矿含量的变化. 此外, 图1(b)也明确表明, 当χ趋近于零时, 黄土样品仍具一定的SIRM, 这也说明赤铁矿对黄土SIRM 的贡献不容忽略. 当χ值增大时, SIRM 值也随之线性增加. 但当χ值达一定数值(>200×10−8m 3/kg)时, 随χ的继续增加, SIRM 缓慢增加或基本保持不变, 导致二者拟合的直线斜率明显增大(图1(b)). 从理论上来讲, 当磁性颗粒在SP 范围时, 磁化率显著增加, 而SP 颗粒对SIRM 的贡献为零. 因而图1(b)中χ>200×10−8 m 3/kg 时SIRM 和χ拟合直线斜率的明显增大反映了样品中由成土作用形成的SP 颗粒显著增加.3 1 Ma 以来曹村剖面黄土-古土壤序列的环境磁学特征图3为曹村剖面L1~L13的环境磁学参数随深度变化曲线, 所有磁学参数的峰/谷基本完全对应, 反映了第四纪以来的冰期-间冰期旋回中, 受东亚季风系统所控制的风尘堆积黄土的磁性颗粒的含量、种类和粒度的周期性变化规律[1,12,15]. 在以黄土堆积为主的气候干冷期, χ, χARM 和SIRM 较小; 而在古土壤发育的温暖湿润期, 以上参数明显增大. 由于χ, χARM 和SIRM 主要反映铁磁性矿物种类和含量的变化, 因图 2 代表性古土壤和黄土代表性样品的非磁滞剩磁ARM ((a), (b))和饱和等温剩磁SIRM 2T ((c), (d))交变退磁结果第51卷第13期 2006年7月论 文图 3 曹村黄土剖面L1~L13的磁学参数随深度变化图而以上变化特征清晰地表明在古土壤相对发育的时期强磁性矿物含量的显著增加. 此外, 虽然在同一层位上SIRM 比χARM 强度要大得多, 但就整个剖面而言,χARM 比SIRM 变化幅度更大, 尤其是发育程度较好的S4和S5古土壤层具有异常高的χARM 值(图3). 由于ARM 比SIRM 对细粒的磁性颗粒更灵敏, 因而这一变化特征明显反映了在暖湿气候条件下形成的古土壤不仅强磁性颗粒含量的增加, 同时也说明其中的磁性颗粒粒度相对变细的特点.磁粒度参数χARM /χ和ARM/SIRM 也表现出与χ,χARM 及SIRM 类似的变化规律. ARM/SIRM 主要反映粒径大于SP 的铁磁质磁性矿物的粒度变化, 其值与磁性颗粒的粒度成反比. 图3所示的曹村剖面L1~L13的ARM/SIRM 变化特征与近年来对典型黄土剖面的高分辨率粒度分析结果所指示的古土壤比黄土粒度细的特点相吻合[18~21]. 与ARM/SIRM 和其他磁学参数所表现出的S5特征的峰值相比, 代表极端暖湿气候S5的χARM /χ峰值并不明显, 甚至低于土壤化程度比其低的S6, S7和S8. 这可能是由于土壤化程度最高的S5经强烈的成土作用从而导致SP 颗粒大量生成的结果. 由于SP 颗粒对χ贡献最大而对 ARM 的贡献为零, 因而χARM /χ比值减小. 然而从黄土高原腹地典型剖面—泾川剖面和渭南剖面的粒度指标随深度变化曲线来看(图4), 虽然在黄土高原上S6的古土壤发育程度明显弱于代表极端湿热气候的S5复合古土壤, 但S6的粒度与S5相比并没有明显变粗[21]. 在渭南剖面, S6的粒度不仅细于古土壤发育更好的S2和S3, 甚至比S5还细[22]. 因而我们也不能排除χARM /χ真实地反映了磁性颗粒粒度变化趋势的可能性. 也就是说, S5低的χARM /χ值可能并不归结于SP 颗粒的大量补偿.4 讨论和结论从理论上来讲, SD 颗粒的ARM 值最大, MD 和PSD 颗粒的ARM 值较低; 而SP 颗粒尽管具有大的χ和χfd %值, 但其不携带任何形式的剩磁(包括ARM 和IRM)[23]. 由于ARM 对SD 颗粒最灵敏, 因而被广为用来检测样品中SD 颗粒的含量[9,11,24,25]. 按照中国黄土-古土壤序列中古土壤磁化率明显高于黄土的特点, Zhou 等人[1]提出了古土壤磁化率增强的成土作用模式, 认为古土壤磁化率的显著增加主要是间冰期内论 文第51卷 第13期 2006年7月图 4 渭南剖面(<2 µm/>10 µm)%粒度参数曲线[22]、泾川剖面中值粒径曲线[21]、曹村剖面χARM /χ和磁化率曲线、洛川剖面磁化率曲线[33]和ODP 677氧同位素曲线[34]对比结果的气候适宜期形成大量次生的SP 磁性矿物的结果.然而, 如图1所示, ARM-SIRM, ARM-χ和SIRM-χ均呈明显的线性相关关系, 并没有表现出χ增强时ARM 和SIRM 保持不变的情形. 可见, 即使就土壤化程度明显高于黄土高原腹地的曹村黄土而言, 虽然古土壤磁粒度较细, 但仍主要以相对偏细的单畴(SSD)亚铁磁性颗粒为主. 虽然曹村剖面的古土壤也表现出χfd %明显高于黄土的特点(图3), 而且χfd %也被广为用来指示SP 颗粒的含量. 但χfd %最大的缺陷是不能有效区分这些细磁性颗粒是SSD 还是SP, 尽管其高值总体上反映了磁性颗粒接近SP/SD 临界区间的特点. 此外, 近年来的研究也表明, χfd %值的大小可能是SP 与SD 磁性颗粒粒度分布范围的反映, 即高的χfd %值意味着SP 与SD 磁性颗粒具较窄的粒度分布范围, 而非SP 颗粒含量的增加[26,27]. 值得注意的是, Liu 等[10,11]对西部黄土高原的塬堡剖面细致的岩石磁学研究也充分表明: SD 磁性颗粒是ARM 的主要携带者; 对于中等发育程度的古土壤(χ<10×10−7m 3/kg),稳定的SD 颗粒对χ的贡献要大于SP 颗粒; 而对于发育更成熟的古土壤(χ>10×10−7~12×10−7 m 3/kg), 与成土作用有关的PSD 颗粒对磁化率的贡献显著增加. 由此可见, 先前认为的由成土作用形成的SP 颗粒对古土壤χ的贡献可能被高估了.S -ratio(包括S −0.3T 和S −0.1T )主要用来衡量磁铁矿/磁赤铁矿和赤铁矿/针铁矿的相对含量[28~30]. 如果S 为1, 表明完全为磁铁矿/磁赤铁矿; 而S 值的降低则表明高矫顽力磁性矿物的影响在增加. 通常用HIRM=1/2(SIRM+IRM −0.3T )来表征高矫顽力矿物(赤铁矿/针铁矿)的含量变化. 由于高矫顽力铁氧化物与强磁性的磁铁矿/磁赤铁矿相比对磁化率和剩磁的贡献要小得多, 因而S -ratio 和HIRM 的结合使用可更客观地反映高矫顽力矿物的相对和绝对变化. 图5表明, 在古土壤发育时期, 在低矫顽力强磁性矿物含量显著增加的同时, 高矫顽力的弱磁性赤铁矿/针铁矿的绝对含量也增加. 最近, Balsam 等[31]通过紫外-可见-近红外反射光谱方法对洛川和灵台剖面的研究也表明, 赤铁矿和针铁矿的含量与磁化率呈明显的正相关关系[31,32]. 本次研究结果为紫外-可见-近红外反射光谱这一快速测量土壤中铁氧化物矿物含量方法的可靠性提供了重要佐证. 可见, 成土作用不仅会导致对古土壤磁性显著增强的磁铁矿及其氧化产物磁赤铁矿含量的增加, 而且诱导了弱磁性铁氧化物(赤铁矿和针铁矿)含量的增加. 而古土壤中这些次生的弱磁性铁氧化物极有可能是在间冰期风化成壤过程中由不稳定硅酸盐矿物(如辉石、黑云母、绿泥石等)分解所形成[15].图4显示, 曹村剖面与洛川经典剖面[33]的磁化率第51卷第13期 2006年7月论 文图 5 曹村黄土剖面的S -ratio 与HIRM 随深度变化图曲线特征表现出较好的一致性, 在局部层位次一级的磁化率峰值甚至比洛川剖面更明显. 特别值得注意的是, 曹村剖面“上粉砂层”L9中部的弱发育古土壤层L9SS1的磁化率曲线与洛川剖面相比显著得多, 其峰值大小达97.1×10−8 m 3/kg, 甚至可与S7和S8相比. 因此, 一种可能的情形是, L9并不代表一个完整的极端气候干冷期, 在L9堆积的中期仍存在一个短暂的气候适宜期. 在这一气候适宜期, 东亚夏季风并没有延伸到黄土高原的腹地, 而位于黄土高原东南缘的三门峡地区黄土则清晰地记录了这一短暂的气候适宜期. 可见, 三门峡地区黄土与黄土高原中部和南部的典型剖面相比既有相似性又有自身的特色, 是黄土高原上记录东亚夏季风最灵敏的地区之一.图4的深海氧同位素曲线不仅明确指示了第四纪以来的冰期-间冰期多旋回特征[34], 更重要的是第四纪以来气候总体上变冷的趋势[35]. 然而, 中国黄土的χ, χARM 和SIRM 等磁学参数并没有这种长周期变化趋势. 虽然黄土-古土壤的粒径与磁化率总体上也具一定的正相关关系, 但从大的时间尺度上来看, 粒度参数遵循深海氧同位素所指示的第四纪以来气候变冷的总体趋势(图4). 自0.78 Ma (布容/松山极性转换界线)以来, 曹村剖面的χARM /χ值也具有这一趋势, 而且曹村剖面的χARM /χ与泾川剖面的中值粒径曲线无论从峰-谷变化特征还是总体趋势都表现出很好的相似性. 虽然目前还没有曹村剖面的粒度分析结果, 但二者之间极好的相似性在某种程度上可能反映了χARM /χ可以用来指示黄土-古土壤序列的磁性颗粒粒度变化特征. 最近, Deng 等[16]对陕西交道黄土剖面CBD 处理前后的χ/χARM 都记录了第四纪以来磁粒度的逐渐变粗和冬季风阶段性增强的趋势, 而且经CBD 处理后的χARM /SIRM 和SIRM/χ使得这一趋势更为明显. 从这一点上来讲, 用黄土(磁)粒度指标来反映大尺度的气候环境变迁似乎比磁化率更具优势. 古气候学研究显示: 自0.9 Ma 以来, 气候主导周期从以地轴倾斜度占主导的41 ka 周期逐渐转变为以偏心率占主导的100 ka 周期[36~38], 而S5恰是在中更新世气候转型的过渡期(922~641 ka)之后形成的[39]. S5标志性的多元古土壤特征和高的磁化率及其后形成的所有古土壤层磁化率值明显增大的特点可能反映了随气候主导周期和北半球冰量韵律的变化而诱导的磁化率等古气候替代性指标的幅度和规模的变化. 在以100 ka 为主导的气候周期内, 比中更新世气候转型期更显著的太阳辐射峰值[36]可分别对应磁化率论文第51卷第13期 2006年7月明显增强的S5及其后形成的各个古土壤层. 因而, 中国黄土的粒度与磁化率总体变化趋势的不一致性可能反映了不同的黄土堆积期黄土粉尘源区的变化性, 但由气候主导周期的变化而诱导的全球冰量韵律变化及不同间冰期内温湿的气候条件、降雨量以及土壤化作用所持续时间等方面的差异可能是导致中国黄土中更新世以来(磁)粒度与磁化率总体变化趋势不协调的更重要原因.致谢感谢刘青松博士与另一名审稿专家对本文的许多建设性建议和修改意见. 本工作受国家自然科学基金项目(批准号: 40202018)、国家人事部留学人员择优资助“优秀类”项目、中国地质调查局地质调查项目(批准号: 200413000035)和中国地质科学院重点开放实验室专项资金资助项目联合资助.参考文献1 Zhou L P, Oldfield F, Wintle A G, et al. Partly pedogenic origin ofmagnetic variations in Chinese loess. Nature, 1990, 346: 737—7392 Forster T, Heller F. Magnetic enhancement paths in loess sedi-ments from Tajikistan, China and Hungary. Geophys Res Lett, 1997, 24: 17—203 Guo Z T, Biscaye P, Weil Y, et al. Summer monsoon variation overthe last 1.2 Ma from the weathering of loess-soil sequences in China. Geophys Res Lett, 1999, 27: 1751—17544 Guo Z T, Liu T S, Fedoroff N, et al. 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