研究地磁方法

『壹』 如何簡單的測量地磁場

最簡單的方法使用高斯計/特斯拉計，直接測量。
實驗的方法是通過霍爾效應法測量交變的磁場，直流的也可以測量。
霍爾效應法用半導體材料構成霍爾片作為感測元件，把磁信號轉換成電信號，最終測出磁場中各點的磁感應強度。

『貳』 用小磁針研究磁場方向採用什麼方法

例如，在條形磁鐵周圍放一個小磁針，小磁針北極所指的方向，就是該點磁場的方向

『叄』 古地磁場的特徵和研究方法

（一）古地磁場的特徵

1.地磁場方向的長期變化

利用有歷史記載的古物和熔岩中保存的剩磁，可把地磁場的長期變化追溯到幾千年 前。因為古代的窯、冶煉爐、磚瓦和陶器等都是在當時地磁場中經歷了由高溫冷卻到常溫 的過程，並獲得與當地地磁場方向一致的、較穩定的熱剩磁。這些古物的年代可通過考古 學的方法確定。如果這些古物保持原始位置，那麼通過測定它們的剩磁傾角、偏角即可獲 得當時地磁場的方向，圖3-40（a）是利用古磚測得的近2ka來北京地區地磁場傾角的變 化曲線。從統計結果來看，變化周期約為1ka左右。

2.地磁場強度的長期變化

採用特利埃逐步加熱法，對北京地區各朝代的古磚作逐步加熱研究，確定了北京地區各朝代的古地磁場總強度，如圖3-40（b）所示。從圖中可知，公元初期地磁場強度約 為現代的1.6倍。很顯然，北京地區近2ka來地磁場是逐漸減小的。這個結論與法國、前 蘇聯和日本所測的結果相近。從中得出，近幾千年地磁場強度的變化幅度大約是平均場的 10％～15％。

圖3-40 我國古代地磁場的長期變化

3.古地磁場的軸向地心偶極子場特徵

通過分析世界不同地區所得到的古地磁極的位置，可得到地磁場在史期和考古時期 的平均圖像。圖3-41是在希臘、日本和埃特那山根據考古地磁資料得到的史期和史期 前幾千年的地磁極的位置。就其整體而言，這些地磁極是以地理極為中心而聚集在它 的周圍。

圖3-42是對世界20Ma來（古近紀中新世以來）火山岩的觀測求得的1000多個古 地磁極的位置圖。這些地磁極同樣是以地理極為中心分布的，就平均而言，古地磁場表現 為軸向地心偶極子場的特徵。由大量資料證明，從地質年代相對年輕岩石中發現的地磁場 平均軸向偶極子的性質，可以推廣到地球史上更古老的時期。所以，古老地質時期的地磁 場仍然具有軸向地心偶極子場的特徵。

圖3-41 按考古材料測定的古地磁極位置

圖3-42 20Ma以來的火山岩的磁極位置

（二）古地磁學的研究方法

古地磁學研究的依據是利用未經構造變動岩石單元穩定的天然剩餘磁化強度（NRM），提供出岩石形成時期的古地磁場（T_古）特徵。基本假設是：不同歷史時期岩石 天然剩餘磁化強度（M_r）的方向與相應古地磁場的方向平行且強度呈正比（即M_r//T_古，M_r∝T_古），對於全球規模的研究，還要依據古地磁場的軸向地心偶極子場的特徵。

古地磁學研究的基礎資料是岩石的TRM和CRM，因為它們比其他種類的NRM更 穩定。

古地磁的研究方法，首先要從被研究的岩石單元收集一套空間定向的標本，由於岩石 露頭（特別是基性噴出岩或侵入岩地區）的NRM比較強，利用一般羅盤測出的角度誤差 較大，所以要用太陽羅盤。如果收集的岩石標本是明顯經過變形的（如傾斜層），則還要 標出由層理指示的原始水平面。對於一套層狀序列（如熔岩流）的岩石，常常從相當於幾 千年時間的一個垂直斷面採取標本，以便對標本測得的NRM取平均時，使T_古中長期變 化的影響最小。

將收集的每一塊標本切成許多方塊形（或圓柱形）的岩樣。通常用無定向磁力儀和旋 轉磁力儀測量岩樣的NRM向量，然後利用極射赤面投影把它們的方向畫出。極射圖上方 向向量點的聚集情況表示出測定一致性的程度。

圖3-43 褶皺實驗

為確定NRM的穩定性，需要進行一些地質試驗來進行驗證。其中最基本的有「褶 皺試驗」和「烘烤接觸試驗」。褶皺試驗的原理為：如果在褶皺層的不同位置上，采樣 的NRM方向彼此不同，當進行了傾角校正（將NRM方向隨岩層傾斜而轉動相應的角 度，使岩層恢復水平位置）後，NRM的方向變為一致，說 明NRM是在岩石褶皺前獲得的；否則，表明剩磁是次生 的。如圖3-43所示。烘烤接觸試驗是指當火山岩漿侵入 母岩時，母岩周圍被加熱，而在冷卻的時候，母岩與侵入 岩在同一個磁場中被磁化而獲得NRM（這里主要是 TRM）。由於侵入（焙烘）岩和圍岩物質成分一般不同，所以，利用侵入岩與圍岩（包括烘烤和未被烘烤的）NRM 方向的一致與否，就能提供侵入岩磁化強度的穩定性，如 圖3-44所示。這種情況也適用於噴出熔岩流下面被烘烤 過的岩石，實際上這個試驗已對地磁場極性倒轉的真實性提供了有力的證據。如果圍 岩的NRM與被烘烤過的NRM方向完全相反，則說明地磁場的極性發生過倒轉。

圖3-44 火成岩及其鄰近 被烘烤過的岩石冷卻後磁 化強度方向的變化

在對所測到的NRM進行古地磁場方向解釋之前，必須消除掉疊加在原生剩磁上的黏 滯剩磁（VRM）、等溫剩磁（IRM）以及其他剩磁。這些次生剩磁成分一般比原生剩磁（TRM或CRM）的「軟」，在有利情況下，能用部分退磁的辦法破壞「軟」成分而保留 有用的「硬」成分，這個過程稱為「磁清洗」。最常用的磁清洗方法是交變磁場退磁法。該方法把岩樣放在交變磁場中，根據被破壞成分的矯頑磁力Hc選擇一個最大的場強，而 後平緩地減小到零。另外也能用在無磁空間中逐步分段加熱和冷卻的辦法「清洗」岩石。熱退磁法一般不如交變磁場退磁法方便，但是當岩石有過復雜的受熱史並得到了次生 TRM或PTRM時，它會更有用些。

進行磁清洗後，取方向一致的一組剩磁值作為指示古地磁方向的數據。為了排除在重 新磁化過程中獲得任何次生TRM或CRM的可能，凡能查明岩石形成以後由地質、構造 事件或磁性礦物的物理化學變化而引起的任何改變的各種檢驗都一定要做。然後，在軸向 地心偶極子場的假設前提下，利用一組方向一致的NRM的平均方向代入必要的換算公式 即可推斷出等效的磁極位置。此外，由於磁化方向在原始極射赤面圖上確定的是一塊面積 而不是一個點，所以古地磁極是當做地球上的一塊面積求得的。

『肆』 初二物理：總結一些對磁場進行研究的方法

我也是初二的，我覺得對於磁場的研究我們現時只需記住，地理的南北極與地磁的南北極是不同的就行了。

『伍』 古地磁的研究方法

6.2.1古地磁采樣與測量

(1)樣品採集

古地磁研究所采樣品必須新鮮，要選擇含有鐵磁性礦物的岩石。要准備地質圖、地形圖、地質羅盤、太陽羅盤、取樣機、水罐和水桶、汽油和機油、量杯、鐵錘、釺子、定向器、三角板、捲尺、各色油性筆、鉛筆、五金工具箱、裝樣用品、野外記錄本等物品。古地磁定向采樣方法有兩種:機械和手工。機械取樣是用輕便式取樣機或鑽機岩心取樣，手工是採用定向標本的取樣方法。輕便式取樣機取樣是古地磁定向采樣的常用方法，具有簡單快速、短期採集量大的優勢。屬於同一個地區、幾乎在非常短暫的同一地質時間內形成的均一地質體稱為采點。一個地質單元可以布置數個或數十個采點，每個采點採集的大塊岩石稱為標本。一塊標本可加工3～4個樣品。

(2)古地磁測量和儀器

古地磁的測量儀器有無定向磁力儀、旋轉磁力儀、磁通門式旋轉磁力儀和超導磁力儀。如HKB－1型卡帕橋磁化率儀、DSM－2旋轉磁力儀和SSM－A2磁通門式旋轉磁力儀。HKB－1型卡帕橋磁化率儀能滿足磁組構研究的要求，但用DSM－2旋轉磁力儀和SSM－ZA磁通門式旋轉磁力儀進行構造古地磁研究，對有的樣品，精度不高，需要用超導磁力儀來測試。

6.2.2剩餘磁性穩定性檢驗和退磁

(1)剩餘磁性穩定性檢驗

岩石必須具有剩餘磁性，並且包含原生的剩餘磁性，這是進行古地磁學研究的必要條件。為此，岩石剩餘磁性的穩定性檢驗是古地磁學研究中一項十分重要的工作，當前剩磁穩定性檢驗有野外和實驗室兩種方法。實驗室方法是取每一個標本的樣品，採用交變磁場法或加熱處理法或恆穩磁場法作導向試驗來檢驗。加熱處理法是把樣品放在無磁性的爐子中加熱到指定溫度段，穩定半小時後再使其冷卻到常溫，重新用磁力儀測量剩餘磁性。

(2)退磁或磁清洗

如上所述，人們所說岩石中的剩餘磁性顯然是指岩石所具有的原生剩餘磁性(或稱特徵剩餘磁性)與次生剩餘磁性的總和。岩石剩餘磁性的穩定性檢驗工作只是表明其中所含原生和次生的組分之多寡，而岩石剩餘磁性的退磁或磁清洗工作的主要目的是去掉岩石剩餘磁性中次生的或不穩定的組分，諸如等溫剩餘磁性、黏滯剩餘磁性等疊加在原生組分上的次生組分。雖然在技術方法上基本相似，但是退磁工作要比穩定性檢驗工作在進程上更為前進一步，直至達到只保留岩石剩餘磁性的原生組分而去掉其中的次生組分為止，並且是所有研究的樣品均須進行退磁工作。退磁有交變磁場退磁、熱退磁和化學退磁3種方法。

1)交變磁場退磁:所有鐵磁性礦物都有幾十奧斯特至幾千奧斯特的矯頑力，它取決於磁性顆粒的形狀、大小、排列方式和內部缺陷。由於岩石磁矯頑力的范圍較寬，實驗得知原生剩磁具有較高的矯頑力，次生剩餘磁性具有較低的矯頑力。所以，把岩石樣品放在交變磁場退磁儀的支架上推入具有磁屏蔽的螺線管中，給岩石施加以交變磁場來進行退磁，就可以首先去掉軟磁成分，而使較硬磁性組分保持不變，也就是使岩石的剩餘磁性在強度和方向上都保持不變，此時樣品退磁的交變場值就是岩石樣品退磁最佳值，即在Zi-jderveld矢量圖上直接指向原點的最先一段連線。

2)熱退磁:岩石樣品的熱退磁過程是在熱退磁儀中完成的。單疇顆粒的熱剩理論中，弛豫時間的變化可用下面公式表示:

岩相古地理學

式中:A是常數因子;k是波爾茲曼常量;J_a是顆粒的自發磁化強度;h是在位移時克服疇壁的能壘高度;V是能壘的體積，實際上，對單疇顆粒，矯頑力就是能壘;T_b為顆粒的阻擋絕對溫度，是當弛豫時間變小時的溫度。公式表明，高的阻擋溫度的顆粒在室溫時有著較長的弛豫時間。於是把樣品加熱到一定溫度段(即Zijderveld矢量圖上直接指向原點的最先連接點指示的溫度)之後在零磁場中冷卻和退磁，此時剩磁的原生組分保持不變，而次生的組分能夠被去掉。

3)化學退磁:化學退磁是20世紀60年代末提出來的，在Collinson(1967)的文章中最早使用了這個術語。我們知道，紅層是古地磁學研究的理想對象之一。紅層的主要磁性載體是赤鐵礦而不是磁鐵礦，通常以兩種形式出現:一是小於1μm的細顆粒的紅色顆粒，二是較大的多為10μm的黑色鏡鐵礦顆粒，偶爾也有一定數量的輝鐵礦。實驗表明，後一種形式難溶於酸，也就是說，細顆粒的紅色微粒比黑色顆粒在酸溶液中的溶解度要高些。已知岩石中不同磁性載體生成於不同的地質時期，因而它們各自帶有不同的磁化方向，所以，使用不同濃度以及不同作用時間的酸液來處理岩石標本，能夠區別開不同磁性載體的磁性組分，進而可以清洗掉一些溶解度高的赤鐵礦膠結的磁性，保留著鏡鐵礦中某些帶有原生剩餘磁性的組分。這就是化學退磁方法的一般原理。實驗表明，孔隙率好的紅層進行化學退磁的效果較為理想;在化學處理時，標本與酸之間一定要保持足夠大的接觸面，必要時可在退磁過程中進行加熱以促使反應加快。自然，化學退磁工作仍應在無磁場空間中進行。

6.2.3數據處理與資料整理

6.2.3.1岩石剩餘磁性的平均方向和古地磁極位置

岩石標本的剩餘磁性是一個矢量，可以用矢量代數方法求得它們的平均方向。通常對於每個樣品的矢量都給以單位權，這樣在直角坐標系中每個標本的方向偏角D和傾角I可以用各個樣品的方向餘弦來表示:

岩相古地理學

圖6.4 剩餘磁性平均方向示意(據Tarling，1971)數字表示不同樣品

對於某個地層單位的許多標本和矢量平均方向，可以把各個標本的方向餘弦相加，得出它們合成矢量的長度(R)和方向(D_m，I_m)如圖6.4:

岩相古地理學

岩相古地理學

岩相古地理學

地磁傾角與地磁緯度的關系是:tanI=2tanf_m

式中:f_w為地磁緯度。

6.2.3.2古地磁方向的精度和離散度的估計

(1)費歇(Fisher)統計

由於岩石形成的各種條件、地球磁場的長期變化、樣品產狀的破壞、剩餘磁性的部分不穩定、某些磁性分量的存在以及實驗的誤差(采樣誤差和測量誤差)等原因都可能引起剩餘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，只有采樣誤差可以預先估計到。由采樣誤差所引起剩餘磁性方向的測定誤差，至少由下列誤差組成:①測定磁偏角的誤差(α_m=0.5°);②地質羅盤儀器誤差(α_i=1°);③在樣品上進行定向畫線時的誤差(α_o=1°);④樣品加工時引起的定向誤差(α_c=1°)。因此，測定剩餘磁性的總誤差為α= (劉椿，1991)。那麼，只有當引起剩餘磁性方向分散的其他原因可以忽略不計時，這個1.8°誤差才能代表J_n矢量方向的最小分散程度。

在一般情況下，天然剩餘磁性矢量具有很大的固有分散性。為了統計分析這些J_n方向的分布，費歇(Fisher，1953)提出了下列方法。費歇認為，分布形式Ce^kcosθ與測量某一矢量方向時的隨機誤差規律相符，其中k是精度，θ是測量所得矢量方向和矢量真正方向的夾角。

岩相古地理學

式中:矢量k也叫作密集度，P是研究區內的總密集度。當完全隨機分布時k值為零;當k＜3時，其分布無意義。方向彼此都一致時，則k為無窮大。

岩相古地理學

此式中的N是標本數量，也就是方向點的個數;R為合成矢量長度，它的大小可由公式R²=(∑x)²+(∑y)²+(∑z)²決定，其中x，y，z是單位矢量的方向餘弦。所以，可以用k來衡量平均方向的精度。

(2)平均方向可靠程序的評定與其離散度的估計

假定矢量有N個測定，它的平均方向由測定得到的矢量相加求出，並且R就是這些矢量的幾何和。這時，正如費歇指出的，角θ超出某一數值的概率可由下式來表示:

岩相古地理學

其中α是平均方向和真正平均方向的夾角。

由此對平均方向測定準確度的估計有公式:

岩相古地理學

平均方向和真正平均方向的夾角大於α的概率是p。通常採用p=0.05，並且叫做95%的誤差，即對平均方向的偏離在α角之外的概率只有1/20。這時上述公式就可寫成:

岩相古地理學

J_n方向的實際分布常常服從費歇分布，存在方向的系統偏差(如J_n有兩個分量時，J_n的部分不穩定的情形是很重要的，這時J_n的實際分布就不滿足費歇分布)。因此，費歇認為統計分析能夠用來測定岩石J_n的穩定性。所以，可用密集度k和信任圓的半頂角α95來量度一套地層單元平均方向是否呈費歇分布或評定磁極平均位置的可靠程度，其地層單元剩餘磁性平均方向的密集度k愈大和α₉₅值愈小，意味著費歇分布的可靠程度愈高。當角度很小時，可以近似地用下式求得:

岩相古地理學

不難看出，當 N→ 時，α95→0，那麼 k 的數值是古地磁場方向的最佳估計。

( 3) 極點誤差與方向誤差

當求解各個方向平均方向的准確性 α95時，平均方向的傾角誤差 δI = α95，它與平均傾角 I 無關。然而，平均方向的偏角誤差 δD = α95/ cosI，也就是與平均傾角 I 有關。

因此，當應用剩磁方向 D + δD 以及 I + δI 來確定古地磁周圍的點時，置信圓 ( α95)可能轉變為一個置信橢圓，這個橢圓是以最接近於平均古地磁極為中心的。同樣，以平均古地磁極位置為中心的置信橢圓兩極軸的長度可以沿著平均偏角以及與其相垂直的方向來計算，而與之相垂直方向的橢圓誤差是 δp =1/2α95( 1 + 3cos²φ) 。這些均可使用吳氏網作投影圖，在作出古地磁極位置的同時也畫出置信橢圓來。

( 4) Zijderveld 矢量圖解方法

Zijderveld 圖解法是樣品在退磁過程中各個階段實測的剩餘磁性矢量的變化投影在水平面與垂直面上的一種圖解方法。由於這是荷蘭人 Zijdevreld 在 1967 年最早使用的一種方法，人們就稱其為 Zijderveld 法。

Zijderveld 法作圖，通常包括如下步驟: ①畫出兩條彼此互相垂直的坐標線 NS 和 EW線; ②標出 NS 和 EW 直線上的間隔數值，並使其滿足於所測樣品的 x、y、z 或 D、I 測定值; ③由 NRM 起，依次順序標出每個退磁階段 ( 如退磁溫度) 測出的 x、y、z 或 D、I 數值; ④將各個數值點連接成線，並找出連線上開始向 NS 和 EW 坐標線原點的直線端點，此端點所表示的退磁階段 ( 退磁溫度或交變退磁場) 就是該類標本所要選取的最佳退磁數值 ( 退磁溫度段或交變退磁場) 。

有關 Zijderveld 矢量圖的繪制，可用專門程序繪出圖形。

在大地構造的應用方面，上一節已經描述了地磁傾角與地磁緯度的關系，知道測得地磁傾角和剩餘磁性的方向，利用產地的地理坐標便可求得古地磁極位置的現今地理坐標。下面重點介紹古地磁中的磁組構資料在構造地質分析中的應用。

磁組構 ( Magnetic Fabrics) 技術是一種快速、經濟和無損傷測量岩石組構的方法，已被廣泛應用於地質和古環境研究 ( Hrouda，1982; 徐柏安，1990; 潘永信，朱日祥，1998) ，用以研究岩石的磁各向異性 ( Anisotropy of Magnetic Susecptibility，AMS) 。岩石的天然剩餘磁化強度顯示出的各向異性，通常反映岩石中鐵磁性礦物的擇優取向。磁組構的含義是將岩石磁化率的特徵表示為岩石磁化率橢球體的形狀和方向，其表示方法有兩種:一是計算各種磁各向異性特徵參數; 二是建立磁各向異性圖。

磁組構研究中各種磁各向異性特徵參數的計算如下:

1)平均磁化率(κ):

幾何平均:κ=(κ₁κ₂κ₃)^1/3

算術平均:κ=(κ₁+κ₂+κ₃)/3

2)磁各向異性度(p):

p=κ₁/κ₃(Nagata，1961)

3)磁線理(L)與磁面理(F):

磁線理(L):

L=κ₁/κ₂(Balsley等，1960)

磁面理(F):

F=κ₂/κ₃(Stacey，1961)

4)橢球形狀:

橢球偏心率(E):

E=κ²₂/κ₁κ₃

形狀因子(T):

T=2(η₂－η₃)(η₁－η₃)－1

其中，η₁=lnκ₁，η₂=lnκ₂，η₃=lnκ₃

綜上所述，古地磁的研究主要利用岩石的原生剩餘磁性，經過樣品採集、古地磁測量、剩磁穩定性檢驗、退磁和古地磁數據處理，最後作出數據解釋的過程。

6.2.4磁極位置的計算

6.2.4.1古緯度和古地磁極位置

古地磁學中約定把測試結果按軸向地心偶極子場模型表示成古地磁極位置。這個模型就是地磁軸和地理軸一致、磁赤道和地理赤道一致、地球表面上任意一點的磁緯度與地理緯度一致，所以可由磁傾角推算出地理緯度(圖6.5)。但是這里指的是地磁場在正常狀態下經過10⁵年的時均值，即平滑去長期變化。在地質尺度上認為是瞬時內的地磁極則叫做虛地磁極(VGP)。

圖6.6中示出了極位置計算的幾何圖形。N表示現在地理北極。采樣點S的地理坐標經度為λ_S，緯度為φ_S，已知該點的平均磁化方向，偏角為D_m，傾角為I_m。計算出古地磁余緯度ρ_o。那麼，由球面三角公式可以得到古地磁極P的地理坐標(經度λ_P，緯度φ_P)。

在球面三角形NPS中，已知SP=p，SN=90°－φ_S，其夾角為D_m，依餘弦定理:

岩相古地理學

圖6.5 軸向地心偶極子場(據袁學誠，1991)

圖6.6 從平均磁化方向計算古地磁極(據袁學誠，1991)字母意義詳見文字

岩相古地理學

式中β的取值范圍0～360°。又根據餘弦定理

岩相古地理學

當0≤β≤90°，270°≤β≤360°時，cosβ＞0，又因cosφ_Scosφ_P＞0，－90°≤φ_S(φ_P)≤90°，cosp－sinφ_S·sinφ_S＞0，cosβ＞sinφ_S·sinφ_P;當90°≤β≤180°和180°≤β≤270°時，cosβ＜0，即cosβ＜sinφ_S·sinφ_P。從式(6.1)求得β，β取值范圍是－90°≤β≤90°。這樣，在

岩相古地理學

6.2.4.2古緯度和古地磁極位置的計算

(1)古緯度

已知某采樣點的平均磁化傾角I_m，由公式tanI_m=2cotp求得古余緯度p=cot^－1(0.5tanI_m)古緯度φ=90°－p

(2)古地磁極的位置計算

已知標本產地的經度(λ_S，φ_S)，平均磁化偏角D_m，傾角I_m，以及余緯度p，應用上述推導的表達式，求得古地磁極的位置:

岩相古地理學

6.2.4.3古地磁極性的判別

已經證明，古地磁極位置比岩石磁化方向更接近於軸向對稱。所以，用古地磁極位置來判別地磁極性更好些。

新生代古地磁極位置的緯度分布，可分為3個區域，即剩餘緯度0°～40°，40°～140°(40°～－50°)和140°～180°(－50°～90°)。落在3個地區的地磁極性分別為正常極性、中間極性(極性過渡式偏移)和反向極性。

新生代以前，特別是前寒武紀，地磁極有可能跨過赤道。這時，就不能用古地磁極在現在地理坐標上的位置來區分地磁極性，而用極移曲線來劃分。根據雷德(1972)的定義，由岩石單元的磁化方向計算的古地磁極(北極)落在能追索到現在地磁北極的極移曲線上及附近區域就稱為「正常極性」，南磁極落在這條曲線上及附近就稱為「反向極性」，其他均稱「中間極性」。

6.2.4.4繪制古地磁極曲線

古地磁極移曲線是研究大陸漂移和地極遷移的重要工具。將某一穩定地塊上，各個地質歷史時期的古地磁極位置繪在地理坐標圖上，並連成一個曲線或一個帶，稱為古地磁極移曲線，或稱古地磁移軌跡(路徑)。這里是把「地塊」固定，而認為「極」在移動，所以，它不是地磁極的真實運動，故稱為表現(或視)地磁極移(APW)曲線。如果只得到某段時間內各地史時期的古地磁極位置，也可以作出該段時間的古地磁極移曲線。

繪制極移曲線的數據資料，要有一定的選用條件，粗略的標本是:

1)每個采點的數據是由6塊以上的樣品統計的(6～9塊為二級，＞9塊為一級)。

2)古地磁極位置至少是由5個采點統計的，可以認為消除了地磁場長期變化，或其他地磁場擺動的影響。

3)樣品經過退磁處理，建立了磁穩定性，確定出是單成分還是多成分。

4)磁化年齡系由作者認為與岩石本身的年齡一致的，為乙類;磁化年齡系由其他測年方法推導的，為甲類。

5)采點都在同一個構造塊上，而且從原始磁化後沒有相對移動。

這些條件雖然不充足，但也不能硬性使用，否則就會淘汰許多資料。因此在編繪極移曲線時，有很大程度的主觀判定成分。例如編繪者應當做的事有:①確定構造單元，非本單元的資料不要收入;②判定資料中哪些是加印磁化的;③確定出各資料點的可靠程度大小;④若認為資料的統計方法不合要求，要根據原始數據重新計算。

將符合上述條件的古地磁極位置繪在現在地理坐標圖上，按地質歷史時期，以現在地理北極為出發點，由新到老按最小距離原則，將相鄰時代的磁極連接起來，就形成一條代表地磁北極的視極移曲線。

如果地質年代相差久遠，缺少中間地質時期的古地磁極，則不能硬性連接得到視極移曲線。

視極移曲線有幾種表示方法。通常，將一個地塊上得到的古地磁極位置繪在有現代經緯度線的地理圖上，用一個寬約30°的帶子包圍各個位置點，或者作出各個位置點的置信A形圓，然後，按置信A形圓的范圍勾繪出一個視古地磁極移帶。在位置點不多的情況下，也可以簡單地用折線將它們連接起來。要求精確時，要用樣條函數擬合。

通常，將有年齡資料、數據豐富、有可靠地質依據、置信區間為10°～15°的古地磁極位置點作為主要參考點，其他點只起輔助作用，或者說尚存在著爭議。

總之，得到的表觀極移曲線要符合地質實際情況，如果兩個連續地質單元得到的古地磁極位置距離與按其時間間隔推算的相差很大時，則是不合理的。就是說地質上連續的沉積地層和年代相近的火成岩，它們的古地磁極化位置是相近、連續變化的，否則難以解釋。當然極性倒轉要另外考慮。

『陸』 研究磁場時添加了磁感線 這個研究方法是什麼「類比法」「等效替代法」還是什麼方法

磁感線是模型法 同樣的還有原子的核式結構模型、光線

類比法是把電流類比水流 電壓類比水壓
等效替代法是 指合力替代分力之類的等等

『柒』 總結一些對磁場進行研究的方法 總結一些對磁場進行研究的方法

磁場對放入其中的小磁針有磁力的作用,因此,我們可以小磁針在磁場中受力的作用來認識磁場.這是轉換的思想
當我們把鐵屑放在磁場中進,鐵屑便很有規律地排列起來,那是因為鐵屑在磁場中被磁化成一個個的小磁針了,同時,我們仿照鐵屑在磁場中有規律的排列,用一根根的曲線來描述磁場,這就是磁感線.這是建立模型的方法.

『捌』 以往區域重磁工作評價及本次區域重磁場研究方法

本項目研究區區域重力、航磁資料比例尺分別為1∶20萬、1∶50萬、1∶100萬，局部有1∶5萬，比例尺差異大、工作精度低，對研究區整體地質構造信息、尤其與成礦作用相關的信息提取和解釋工作影響很大。

針對上述問題，本次區域重磁場研究採取將1∶5萬、1∶20萬、1∶50萬、1∶100萬重力、航磁數據整合處理、統一比例尺1∶25萬成圖，以配合地質礦產研究的工作方法。

『玖』 古地磁方法的研究歷程

古地磁場的研究以岩石磁性的測量為基礎。
現代地磁場的記錄不超過400年,這在很大程度上限制了人們對地球基本磁場和長期變化規律的認識。地殼各處的岩石含有或多或少的各種磁性礦物，在冷卻或沉積過程中被地磁場磁化，記錄下岩石形成時期地磁場的方向和強度，其中一部分磁性穩定的岩石，在漫長的地質時期，完整地保留了這種記錄。同理，古磚、古瓷器、爐灶等原始焙燒物在它冷卻時也被當時的地磁場磁化，於是記錄了人類史期的地磁場。這些珍貴資料擴大了人們對地磁場變化的認識。
岩石和原始焙燒物在其形成後的漫長時期，由於各種物理、化學作用，難免產生次生磁化。清除岩石的次生磁化,保留穩定的原生磁化,這項工作叫做磁清洗。由於古地磁場的方向和強度很難測定得很精確，所以，只有利用大量標本的測量結果進行統計，才可能取得較好的結果。
古地磁極移與大陸漂移
20世紀50年代以來，大量的研究結果表明，由同一大陸、同一地質時代的岩石標本得出的古地磁極位置基本一致。但由不同大陸、同一地質年代的岩石標本得出的古地磁極位置卻往往不同。由同一大陸不同地質年代所得到的古地磁極位置連成的曲線叫做極移曲線。這種極移只是一種表觀現象，而不是真實的過程，因此這種極移曲線亦叫做視極移曲線。實際上視極移曲線反映了大陸在不同地質年代的位置發生了變動。不同的大陸運動情況不同，因此各自得出的視極移曲線的形狀和取向也就不同。由此可以追溯各個大陸的運動歷史和它們之間的相互關系。古地磁極移第一次為地殼水平運動提供了強有力的證據，從而導致了沉寂多年的大陸漂移學說的復活和板塊大地構造學說的建立。這方面的成就引起了地學家的極大重視，也促進了古地磁學的迅速發展。
海底擴張說的驗證
海底磁異常條帶研究
大陸上岩石古地磁的極性反轉現象
50年代以來大陸上岩石古地磁的研究成果表明，在所研究的岩石中有將近一半是正向磁化（即磁化方向與現代地磁場方向相同），而另一半則是反向磁化（即磁化方向與現代地磁場方向正好相反）。這說明在漫長的地質歷史中，地磁場南、北極的極性並不是固定的，而是發生著周期性的反轉，有的時期地磁南、北極方向與現代一致，有的時期則正好相反。所以，極性反轉現象是地磁場演化的一個基本特徵，通常把保持一定的地磁極性的大階段（大約相隔100萬年以上）稱為極性期，把每個極性期內的短期轉向時間稱為極性事件。如果根據不同時期岩石磁化的方向排列出地磁場轉向的先後順序，並利用岩石同位素年齡測定方法測出各個極性期和極性事件的延續時間，就可以建立古地磁場轉向年代表。如圖9.8是根據世界各地大量層狀熔岩的古地磁資料建立的4.5Ma的地磁場轉向年代表。
海底磁異常條帶及其成因 海底磁異常條帶是50年代後半期發現的，其特點是大致平行於洋中脊軸線延伸，正負異常相間排列並對稱地分布於大洋中脊兩側，單個磁異常條帶寬約數公里到數十公里，縱向上延伸數百公里以上而不受地形影響，在遇到洋底斷裂帶時被整體錯開（圖9.9）。對於這種磁異常條帶的成因，曾一度使人們困惑不解，有人認為這是洋底岩石磁性強弱不同所引起的，但這種觀點不能解釋磁條帶分布的規律性，也與當時所獲得的海底地質資料不吻合。1963年，英國學者瓦因和馬修斯結合海底擴張假說與地磁場倒轉現象，對海底磁異常條帶作了極為成功的解釋。他們認為海底磁異常條帶不是由海底岩石磁性強弱不同所致，而是在地球磁場不斷倒轉的背景下海底不斷新生和擴張的結果（圖9.10）。高溫的地幔物質不斷沿大洋中脊軸部上涌冷凝形成新的海底，當它冷卻經過居里溫度時，新生的海底玄武岩層便會沿當時地磁場方向磁化。隨著海底擴張，先形成的海底向兩側推移，在中脊頂繼續不斷地形成新的海底，如果某個時候地磁場發生轉向，則這時形成的海底玄武岩層便在相反的方向上被磁化。這樣，只要地磁在反復地轉向，海底又不斷地新生和擴張，那就必然會形成一條條正向和反向磁化相間排列、平行洋脊對稱分布的磁化條帶。擴張的海底就像錄音磁帶那樣記錄了地磁場轉向的歷史。正向磁化的海底條帶由於加強了地磁場強度而形成正異常，反向磁化的海底條帶由於抵消了一部分地磁場強度而形成負異常。
上述推斷不僅合理地解釋了海底磁異常條帶的成因，而且也與大陸岩石和深海沉積的古地磁研究成果相吻合。60年代中期，一些學者通過將洋脊兩側的海底正、負磁異常條帶與大陸岩石古地磁研究獲得的地磁場轉向年代表進行對比發現，海底正、負磁異常的排列，與地磁場轉向年代表中的正向段和反向段完全可以一一對比，而且磁條帶的寬度也與地磁場轉向年代表中極向的時間長短成正比關系。與此同時，對取自海底的沉積物岩心的弱剩餘磁性研究也取得了重要成果。在沉積岩心中交替地出現正向和反向磁化段，正向、反向磁化段的厚度可以與地磁場轉向年代表中正極性期和反極性期的時間長短一一對比，也可以與海底正、負磁異常條帶相對比（見圖9.10）。這3種相互獨立的磁性測量資料服從於統一的變化規律，充分證實了它們是在地磁場頻繁倒轉的統一背景下形成的（有人稱為：「三位一體」）。這不僅說明了上述海底磁條帶成因的正確性，同時也為海底擴張說取得了決定性的證據。
深海鑽探成果
深海鑽探工作開始於1968年，在幾年的時間里，著名的深海鑽探船「格羅瑪挑戰者」號在世界各大洋進行了廣泛的鑽探和取樣，取得了豐碩的成果。深海鑽探證實，深海沉積物由洋脊向兩側從無到有，從薄到厚，沉積層序由少到多，最底部沉積物的年齡愈來愈老，並且與海底磁異常條帶所預測的年齡十分吻合，深海鑽探所採得的最老沉積物的年齡不老於1.7億年（晚侏羅世）。因此深海鑽探成果令人信服地證實了海底擴張理論。
轉換斷層的發現
洋脊被一系列橫向斷層切割，斷層長度可達數千公里，斷層兩側洋脊被明顯錯斷，錯距可達數百至千餘公里。斷裂帶多已成為很深的溝槽，從海底地貌圖上看得十分清楚。這種巨大規模的橫向斷層早在50年代即已發現，曾被認為是一般的平移斷層，並用以證明地殼中存在著巨大規模的水平運動。但是，它的實際意義遠不止於此。1965年，加拿大學者威爾遜（Wilson，1965）指出，這種橫斷中脊的斷裂帶不是一般的平移斷層，而是自中脊軸部向兩側的海底擴張所引起的一種特殊斷層。威爾遜稱之為轉換斷層（transform fault）。
轉換斷層具有不同於一般平移斷層的特徵（圖9.11）。其一，如果是平移斷層，則隨著時間的推移，斷層兩側的洋脊將越離越遠；但如果是轉換斷層，雖然中脊軸兩側海底不斷擴張，斷層兩側洋中脊之間的距離並不一定加大。其次，如果是平移斷層，錯動是沿整條斷裂線發生的；至於轉換斷層，相互錯動僅發生在兩側中脊軸之間的段落上（BC段），在該段落以外的斷裂帶上，斷層兩側海底的擴張移動方向相同，其間沒有相互錯動。第三，轉換斷層中相互錯動段的錯動方向，恰好與平移斷層中把洋脊錯開的方向相反，這一點是轉換斷層和平移斷層的最重要區別。
沿洋底的這種轉換斷層記錄到頻繁的地震活動，這顯然是斷層兩側岩塊發生相對錯動引起的。調查表明，地震活動幾乎都集中在被錯開的洋脊之間的斷層段上，而其餘部分一般沒有地震發生。而且對來自洋底斷裂帶上的地震的分析證明，斷層錯動的方向與轉換斷層所要求的方向完全相符。這就證實了轉換斷層是確實存在的。轉換斷層是由洋中脊的海底擴張引起的，轉換斷層的錯動方向也就是海底擴張的方向，所以轉換斷層的發現和驗證，為海底擴張說提供了又一有力的依據。

『拾』 在磁場中放入小磁針來研究磁場的實驗方法是什麼

在磁場中放入小磁針，可以顯示出磁場線的分布。常用的物理方法有：模型法、疊加法、控制變數法、實驗＋推理法、轉換法、等效法、描述法、類比法等。
此問題中使用的方法為：描述法。用小磁針模擬磁場線，以描述磁場的性質等。