研究地磁方法

‘壹’ 如何简单的测量地磁场

最简单的方法使用高斯计/特斯拉计，直接测量。
实验的方法是通过霍尔效应法测量交变的磁场，直流的也可以测量。
霍尔效应法用半导体材料构成霍尔片作为传感元件，把磁信号转换成电信号，最终测出磁场中各点的磁感应强度。

‘贰’ 用小磁针研究磁场方向采用什么方法

例如，在条形磁铁周围放一个小磁针，小磁针北极所指的方向，就是该点磁场的方向

‘叁’ 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（M_r）的方向与相应古地磁场的方向平行且强度呈正比（即M_r//T_古，M_r∝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。

‘肆’ 初二物理：总结一些对磁场进行研究的方法

我也是初二的，我觉得对于磁场的研究我们现时只需记住，地理的南北极与地磁的南北极是不同的就行了。

‘伍’ 古地磁的研究方法

6.2.1古地磁采样与测量

(1)样品采集

古地磁研究所采样品必须新鲜，要选择含有铁磁性矿物的岩石。要准备地质图、地形图、地质罗盘、太阳罗盘、取样机、水罐和水桶、汽油和机油、量杯、铁锤、钎子、定向器、三角板、卷尺、各色油性笔、铅笔、五金工具箱、装样用品、野外记录本等物品。古地磁定向采样方法有两种:机械和手工。机械取样是用轻便式取样机或钻机岩心取样，手工是采用定向标本的取样方法。轻便式取样机取样是古地磁定向采样的常用方法，具有简单快速、短期采集量大的优势。属于同一个地区、几乎在非常短暂的同一地质时间内形成的均一地质体称为采点。一个地质单元可以布置数个或数十个采点，每个采点采集的大块岩石称为标本。一块标本可加工3～4个样品。

(2)古地磁测量和仪器

古地磁的测量仪器有无定向磁力仪、旋转磁力仪、磁通门式旋转磁力仪和超导磁力仪。如HKB－1型卡帕桥磁化率仪、DSM－2旋转磁力仪和SSM－A2磁通门式旋转磁力仪。HKB－1型卡帕桥磁化率仪能满足磁组构研究的要求，但用DSM－2旋转磁力仪和SSM－ZA磁通门式旋转磁力仪进行构造古地磁研究，对有的样品，精度不高，需要用超导磁力仪来测试。

6.2.2剩余磁性稳定性检验和退磁

(1)剩余磁性稳定性检验

岩石必须具有剩余磁性，并且包含原生的剩余磁性，这是进行古地磁学研究的必要条件。为此，岩石剩余磁性的稳定性检验是古地磁学研究中一项十分重要的工作，当前剩磁稳定性检验有野外和实验室两种方法。实验室方法是取每一个标本的样品，采用交变磁场法或加热处理法或恒稳磁场法作导向试验来检验。加热处理法是把样品放在无磁性的炉子中加热到指定温度段，稳定半小时后再使其冷却到常温，重新用磁力仪测量剩余磁性。

(2)退磁或磁清洗

如上所述，人们所说岩石中的剩余磁性显然是指岩石所具有的原生剩余磁性(或称特征剩余磁性)与次生剩余磁性的总和。岩石剩余磁性的稳定性检验工作只是表明其中所含原生和次生的组分之多寡，而岩石剩余磁性的退磁或磁清洗工作的主要目的是去掉岩石剩余磁性中次生的或不稳定的组分，诸如等温剩余磁性、黏滞剩余磁性等叠加在原生组分上的次生组分。虽然在技术方法上基本相似，但是退磁工作要比稳定性检验工作在进程上更为前进一步，直至达到只保留岩石剩余磁性的原生组分而去掉其中的次生组分为止，并且是所有研究的样品均须进行退磁工作。退磁有交变磁场退磁、热退磁和化学退磁3种方法。

1)交变磁场退磁:所有铁磁性矿物都有几十奥斯特至几千奥斯特的矫顽力，它取决于磁性颗粒的形状、大小、排列方式和内部缺陷。由于岩石磁矫顽力的范围较宽，实验得知原生剩磁具有较高的矫顽力，次生剩余磁性具有较低的矫顽力。所以，把岩石样品放在交变磁场退磁仪的支架上推入具有磁屏蔽的螺线管中，给岩石施加以交变磁场来进行退磁，就可以首先去掉软磁成分，而使较硬磁性组分保持不变，也就是使岩石的剩余磁性在强度和方向上都保持不变，此时样品退磁的交变场值就是岩石样品退磁最佳值，即在Zi-jderveld矢量图上直接指向原点的最先一段连线。

2)热退磁:岩石样品的热退磁过程是在热退磁仪中完成的。单畴颗粒的热剩理论中，弛豫时间的变化可用下面公式表示:

岩相古地理学

式中:A是常数因子;k是波尔兹曼常量;J_a是颗粒的自发磁化强度;h是在位移时克服畴壁的能垒高度;V是能垒的体积，实际上，对单畴颗粒，矫顽力就是能垒;T_b为颗粒的阻挡绝对温度，是当弛豫时间变小时的温度。公式表明，高的阻挡温度的颗粒在室温时有着较长的弛豫时间。于是把样品加热到一定温度段(即Zijderveld矢量图上直接指向原点的最先连接点指示的温度)之后在零磁场中冷却和退磁，此时剩磁的原生组分保持不变，而次生的组分能够被去掉。

3)化学退磁:化学退磁是20世纪60年代末提出来的，在Collinson(1967)的文章中最早使用了这个术语。我们知道，红层是古地磁学研究的理想对象之一。红层的主要磁性载体是赤铁矿而不是磁铁矿，通常以两种形式出现:一是小于1μm的细颗粒的红色颗粒，二是较大的多为10μm的黑色镜铁矿颗粒，偶尔也有一定数量的辉铁矿。实验表明，后一种形式难溶于酸，也就是说，细颗粒的红色微粒比黑色颗粒在酸溶液中的溶解度要高些。已知岩石中不同磁性载体生成于不同的地质时期，因而它们各自带有不同的磁化方向，所以，使用不同浓度以及不同作用时间的酸液来处理岩石标本，能够区别开不同磁性载体的磁性组分，进而可以清洗掉一些溶解度高的赤铁矿胶结的磁性，保留着镜铁矿中某些带有原生剩余磁性的组分。这就是化学退磁方法的一般原理。实验表明，孔隙率好的红层进行化学退磁的效果较为理想;在化学处理时，标本与酸之间一定要保持足够大的接触面，必要时可在退磁过程中进行加热以促使反应加快。自然，化学退磁工作仍应在无磁场空间中进行。

6.2.3数据处理与资料整理

6.2.3.1岩石剩余磁性的平均方向和古地磁极位置

岩石标本的剩余磁性是一个矢量，可以用矢量代数方法求得它们的平均方向。通常对于每个样品的矢量都给以单位权，这样在直角坐标系中每个标本的方向偏角D和倾角I可以用各个样品的方向余弦来表示:

岩相古地理学

图6.4 剩余磁性平均方向示意(据Tarling，1971)数字表示不同样品

对于某个地层单位的许多标本和矢量平均方向，可以把各个标本的方向余弦相加，得出它们合成矢量的长度(R)和方向(D_m，I_m)如图6.4:

岩相古地理学

岩相古地理学

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地磁倾角与地磁纬度的关系是:tanI=2tanf_m

式中:f_w为地磁纬度。

6.2.3.2古地磁方向的精度和离散度的估计

(1)费歇(Fisher)统计

由于岩石形成的各种条件、地球磁场的长期变化、样品产状的破坏、剩余磁性的部分不稳定、某些磁性分量的存在以及实验的误差(采样误差和测量误差)等原因都可能引起剩余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，只有采样误差可以预先估计到。由采样误差所引起剩余磁性方向的测定误差，至少由下列误差组成:①测定磁偏角的误差(α_m=0.5°);②地质罗盘仪器误差(α_i=1°);③在样品上进行定向画线时的误差(α_o=1°);④样品加工时引起的定向误差(α_c=1°)。因此，测定剩余磁性的总误差为α= (刘椿，1991)。那么，只有当引起剩余磁性方向分散的其他原因可以忽略不计时，这个1.8°误差才能代表J_n矢量方向的最小分散程度。

在一般情况下，天然剩余磁性矢量具有很大的固有分散性。为了统计分析这些J_n方向的分布，费歇(Fisher，1953)提出了下列方法。费歇认为，分布形式Ce^kcosθ与测量某一矢量方向时的随机误差规律相符，其中k是精度，θ是测量所得矢量方向和矢量真正方向的夹角。

岩相古地理学

式中:矢量k也叫作密集度，P是研究区内的总密集度。当完全随机分布时k值为零;当k＜3时，其分布无意义。方向彼此都一致时，则k为无穷大。

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此式中的N是标本数量，也就是方向点的个数;R为合成矢量长度，它的大小可由公式R²=(∑x)²+(∑y)²+(∑z)²决定，其中x，y，z是单位矢量的方向余弦。所以，可以用k来衡量平均方向的精度。

(2)平均方向可靠程序的评定与其离散度的估计

假定矢量有N个测定，它的平均方向由测定得到的矢量相加求出，并且R就是这些矢量的几何和。这时，正如费歇指出的，角θ超出某一数值的概率可由下式来表示:

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其中α是平均方向和真正平均方向的夹角。

由此对平均方向测定准确度的估计有公式:

岩相古地理学

平均方向和真正平均方向的夹角大于α的概率是p。通常采用p=0.05，并且叫做95%的误差，即对平均方向的偏离在α角之外的概率只有1/20。这时上述公式就可写成:

岩相古地理学

J_n方向的实际分布常常服从费歇分布，存在方向的系统偏差(如J_n有两个分量时，J_n的部分不稳定的情形是很重要的，这时J_n的实际分布就不满足费歇分布)。因此，费歇认为统计分析能够用来测定岩石J_n的稳定性。所以，可用密集度k和信任圆的半顶角α95来量度一套地层单元平均方向是否呈费歇分布或评定磁极平均位置的可靠程度，其地层单元剩余磁性平均方向的密集度k愈大和α₉₅值愈小，意味着费歇分布的可靠程度愈高。当角度很小时，可以近似地用下式求得:

岩相古地理学

不难看出，当 N→ 时，α95→0，那么 k 的数值是古地磁场方向的最佳估计。

( 3) 极点误差与方向误差

当求解各个方向平均方向的准确性 α95时，平均方向的倾角误差 δI = α95，它与平均倾角 I 无关。然而，平均方向的偏角误差 δD = α95/ cosI，也就是与平均倾角 I 有关。

因此，当应用剩磁方向 D + δD 以及 I + δI 来确定古地磁周围的点时，置信圆 ( α95)可能转变为一个置信椭圆，这个椭圆是以最接近于平均古地磁极为中心的。同样，以平均古地磁极位置为中心的置信椭圆两极轴的长度可以沿着平均偏角以及与其相垂直的方向来计算，而与之相垂直方向的椭圆误差是 δp =1/2α95( 1 + 3cos²φ) 。这些均可使用吴氏网作投影图，在作出古地磁极位置的同时也画出置信椭圆来。

( 4) Zijderveld 矢量图解方法

Zijderveld 图解法是样品在退磁过程中各个阶段实测的剩余磁性矢量的变化投影在水平面与垂直面上的一种图解方法。由于这是荷兰人 Zijdevreld 在 1967 年最早使用的一种方法，人们就称其为 Zijderveld 法。

Zijderveld 法作图，通常包括如下步骤: ①画出两条彼此互相垂直的坐标线 NS 和 EW线; ②标出 NS 和 EW 直线上的间隔数值，并使其满足于所测样品的 x、y、z 或 D、I 测定值; ③由 NRM 起，依次顺序标出每个退磁阶段 ( 如退磁温度) 测出的 x、y、z 或 D、I 数值; ④将各个数值点连接成线，并找出连线上开始向 NS 和 EW 坐标线原点的直线端点，此端点所表示的退磁阶段 ( 退磁温度或交变退磁场) 就是该类标本所要选取的最佳退磁数值 ( 退磁温度段或交变退磁场) 。

有关 Zijderveld 矢量图的绘制，可用专门程序绘出图形。

在大地构造的应用方面，上一节已经描述了地磁倾角与地磁纬度的关系，知道测得地磁倾角和剩余磁性的方向，利用产地的地理坐标便可求得古地磁极位置的现今地理坐标。下面重点介绍古地磁中的磁组构资料在构造地质分析中的应用。

磁组构 ( Magnetic Fabrics) 技术是一种快速、经济和无损伤测量岩石组构的方法，已被广泛应用于地质和古环境研究 ( Hrouda，1982; 徐柏安，1990; 潘永信，朱日祥，1998) ，用以研究岩石的磁各向异性 ( Anisotropy of Magnetic Susecptibility，AMS) 。岩石的天然剩余磁化强度显示出的各向异性，通常反映岩石中铁磁性矿物的择优取向。磁组构的含义是将岩石磁化率的特征表示为岩石磁化率椭球体的形状和方向，其表示方法有两种:一是计算各种磁各向异性特征参数; 二是建立磁各向异性图。

磁组构研究中各种磁各向异性特征参数的计算如下:

1)平均磁化率(κ):

几何平均:κ=(κ₁κ₂κ₃)^1/3

算术平均:κ=(κ₁+κ₂+κ₃)/3

2)磁各向异性度(p):

p=κ₁/κ₃(Nagata，1961)

3)磁线理(L)与磁面理(F):

磁线理(L):

L=κ₁/κ₂(Balsley等，1960)

磁面理(F):

F=κ₂/κ₃(Stacey，1961)

4)椭球形状:

椭球偏心率(E):

E=κ²₂/κ₁κ₃

形状因子(T):

T=2(η₂－η₃)(η₁－η₃)－1

其中，η₁=lnκ₁，η₂=lnκ₂，η₃=lnκ₃

综上所述，古地磁的研究主要利用岩石的原生剩余磁性，经过样品采集、古地磁测量、剩磁稳定性检验、退磁和古地磁数据处理，最后作出数据解释的过程。

6.2.4磁极位置的计算

6.2.4.1古纬度和古地磁极位置

古地磁学中约定把测试结果按轴向地心偶极子场模型表示成古地磁极位置。这个模型就是地磁轴和地理轴一致、磁赤道和地理赤道一致、地球表面上任意一点的磁纬度与地理纬度一致，所以可由磁倾角推算出地理纬度(图6.5)。但是这里指的是地磁场在正常状态下经过10⁵年的时均值，即平滑去长期变化。在地质尺度上认为是瞬时内的地磁极则叫做虚地磁极(VGP)。

图6.6中示出了极位置计算的几何图形。N表示现在地理北极。采样点S的地理坐标经度为λ_S，纬度为φ_S，已知该点的平均磁化方向，偏角为D_m，倾角为I_m。计算出古地磁余纬度ρ_o。那么，由球面三角公式可以得到古地磁极P的地理坐标(经度λ_P，纬度φ_P)。

在球面三角形NPS中，已知SP=p，SN=90°－φ_S，其夹角为D_m，依余弦定理:

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图6.5 轴向地心偶极子场(据袁学诚，1991)

图6.6 从平均磁化方向计算古地磁极(据袁学诚，1991)字母意义详见文字

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式中β的取值范围0～360°。又根据余弦定理

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当0≤β≤90°，270°≤β≤360°时，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;当90°≤β≤180°和180°≤β≤270°时，cosβ＜0，即cosβ＜sinφ_S·sinφ_P。从式(6.1)求得β，β取值范围是－90°≤β≤90°。这样，在

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6.2.4.2古纬度和古地磁极位置的计算

(1)古纬度

已知某采样点的平均磁化倾角I_m，由公式tanI_m=2cotp求得古余纬度p=cot^－1(0.5tanI_m)古纬度φ=90°－p

(2)古地磁极的位置计算

已知标本产地的经度(λ_S，φ_S)，平均磁化偏角D_m，倾角I_m，以及余纬度p，应用上述推导的表达式，求得古地磁极的位置:

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6.2.4.3古地磁极性的判别

已经证明，古地磁极位置比岩石磁化方向更接近于轴向对称。所以，用古地磁极位置来判别地磁极性更好些。

新生代古地磁极位置的纬度分布，可分为3个区域，即剩余纬度0°～40°，40°～140°(40°～－50°)和140°～180°(－50°～90°)。落在3个地区的地磁极性分别为正常极性、中间极性(极性过渡式偏移)和反向极性。

新生代以前，特别是前寒武纪，地磁极有可能跨过赤道。这时，就不能用古地磁极在现在地理坐标上的位置来区分地磁极性，而用极移曲线来划分。根据雷德(1972)的定义，由岩石单元的磁化方向计算的古地磁极(北极)落在能追索到现在地磁北极的极移曲线上及附近区域就称为“正常极性”，南磁极落在这条曲线上及附近就称为“反向极性”，其他均称“中间极性”。

6.2.4.4绘制古地磁极曲线

古地磁极移曲线是研究大陆漂移和地极迁移的重要工具。将某一稳定地块上，各个地质历史时期的古地磁极位置绘在地理坐标图上，并连成一个曲线或一个带，称为古地磁极移曲线，或称古地磁移轨迹(路径)。这里是把“地块”固定，而认为“极”在移动，所以，它不是地磁极的真实运动，故称为表现(或视)地磁极移(APW)曲线。如果只得到某段时间内各地史时期的古地磁极位置，也可以作出该段时间的古地磁极移曲线。

绘制极移曲线的数据资料，要有一定的选用条件，粗略的标本是:

1)每个采点的数据是由6块以上的样品统计的(6～9块为二级，＞9块为一级)。

2)古地磁极位置至少是由5个采点统计的，可以认为消除了地磁场长期变化，或其他地磁场摆动的影响。

3)样品经过退磁处理，建立了磁稳定性，确定出是单成分还是多成分。

4)磁化年龄系由作者认为与岩石本身的年龄一致的，为乙类;磁化年龄系由其他测年方法推导的，为甲类。

5)采点都在同一个构造块上，而且从原始磁化后没有相对移动。

这些条件虽然不充足，但也不能硬性使用，否则就会淘汰许多资料。因此在编绘极移曲线时，有很大程度的主观判定成分。例如编绘者应当做的事有:①确定构造单元，非本单元的资料不要收入;②判定资料中哪些是加印磁化的;③确定出各资料点的可靠程度大小;④若认为资料的统计方法不合要求，要根据原始数据重新计算。

将符合上述条件的古地磁极位置绘在现在地理坐标图上，按地质历史时期，以现在地理北极为出发点，由新到老按最小距离原则，将相邻时代的磁极连接起来，就形成一条代表地磁北极的视极移曲线。

如果地质年代相差久远，缺少中间地质时期的古地磁极，则不能硬性连接得到视极移曲线。

视极移曲线有几种表示方法。通常，将一个地块上得到的古地磁极位置绘在有现代经纬度线的地理图上，用一个宽约30°的带子包围各个位置点，或者作出各个位置点的置信A形圆，然后，按置信A形圆的范围勾绘出一个视古地磁极移带。在位置点不多的情况下，也可以简单地用折线将它们连接起来。要求精确时，要用样条函数拟合。

通常，将有年龄资料、数据丰富、有可靠地质依据、置信区间为10°～15°的古地磁极位置点作为主要参考点，其他点只起辅助作用，或者说尚存在着争议。

总之，得到的表观极移曲线要符合地质实际情况，如果两个连续地质单元得到的古地磁极位置距离与按其时间间隔推算的相差很大时，则是不合理的。就是说地质上连续的沉积地层和年代相近的火成岩，它们的古地磁极化位置是相近、连续变化的，否则难以解释。当然极性倒转要另外考虑。

‘陆’ 研究磁场时添加了磁感线 这个研究方法是什么“类比法”“等效替代法”还是什么方法

磁感线是模型法 同样的还有原子的核式结构模型、光线

类比法是把电流类比水流 电压类比水压
等效替代法是 指合力替代分力之类的等等

‘柒’ 总结一些对磁场进行研究的方法 总结一些对磁场进行研究的方法

磁场对放入其中的小磁针有磁力的作用,因此,我们可以小磁针在磁场中受力的作用来认识磁场.这是转换的思想
当我们把铁屑放在磁场中进,铁屑便很有规律地排列起来,那是因为铁屑在磁场中被磁化成一个个的小磁针了,同时,我们仿照铁屑在磁场中有规律的排列,用一根根的曲线来描述磁场,这就是磁感线.这是建立模型的方法.

‘捌’ 以往区域重磁工作评价及本次区域重磁场研究方法

本项目研究区区域重力、航磁资料比例尺分别为1∶20万、1∶50万、1∶100万，局部有1∶5万，比例尺差异大、工作精度低，对研究区整体地质构造信息、尤其与成矿作用相关的信息提取和解释工作影响很大。

针对上述问题，本次区域重磁场研究采取将1∶5万、1∶20万、1∶50万、1∶100万重力、航磁数据整合处理、统一比例尺1∶25万成图，以配合地质矿产研究的工作方法。

‘玖’ 古地磁方法的研究历程

古地磁场的研究以岩石磁性的测量为基础。
现代地磁场的记录不超过400年,这在很大程度上限制了人们对地球基本磁场和长期变化规律的认识。地壳各处的岩石含有或多或少的各种磁性矿物，在冷却或沉积过程中被地磁场磁化，记录下岩石形成时期地磁场的方向和强度，其中一部分磁性稳定的岩石，在漫长的地质时期，完整地保留了这种记录。同理，古砖、古瓷器、炉灶等原始焙烧物在它冷却时也被当时的地磁场磁化，于是记录了人类史期的地磁场。这些珍贵资料扩大了人们对地磁场变化的认识。
岩石和原始焙烧物在其形成后的漫长时期，由于各种物理、化学作用，难免产生次生磁化。清除岩石的次生磁化,保留稳定的原生磁化,这项工作叫做磁清洗。由于古地磁场的方向和强度很难测定得很精确，所以，只有利用大量标本的测量结果进行统计，才可能取得较好的结果。
古地磁极移与大陆漂移
20世纪50年代以来，大量的研究结果表明，由同一大陆、同一地质时代的岩石标本得出的古地磁极位置基本一致。但由不同大陆、同一地质年代的岩石标本得出的古地磁极位置却往往不同。由同一大陆不同地质年代所得到的古地磁极位置连成的曲线叫做极移曲线。这种极移只是一种表观现象，而不是真实的过程，因此这种极移曲线亦叫做视极移曲线。实际上视极移曲线反映了大陆在不同地质年代的位置发生了变动。不同的大陆运动情况不同，因此各自得出的视极移曲线的形状和取向也就不同。由此可以追溯各个大陆的运动历史和它们之间的相互关系。古地磁极移第一次为地壳水平运动提供了强有力的证据，从而导致了沉寂多年的大陆漂移学说的复活和板块大地构造学说的建立。这方面的成就引起了地学家的极大重视，也促进了古地磁学的迅速发展。
海底扩张说的验证
海底磁异常条带研究
大陆上岩石古地磁的极性反转现象
50年代以来大陆上岩石古地磁的研究成果表明，在所研究的岩石中有将近一半是正向磁化（即磁化方向与现代地磁场方向相同），而另一半则是反向磁化（即磁化方向与现代地磁场方向正好相反）。这说明在漫长的地质历史中，地磁场南、北极的极性并不是固定的，而是发生着周期性的反转，有的时期地磁南、北极方向与现代一致，有的时期则正好相反。所以，极性反转现象是地磁场演化的一个基本特征，通常把保持一定的地磁极性的大阶段（大约相隔100万年以上）称为极性期，把每个极性期内的短期转向时间称为极性事件。如果根据不同时期岩石磁化的方向排列出地磁场转向的先后顺序，并利用岩石同位素年龄测定方法测出各个极性期和极性事件的延续时间，就可以建立古地磁场转向年代表。如图9.8是根据世界各地大量层状熔岩的古地磁资料建立的4.5Ma的地磁场转向年代表。
海底磁异常条带及其成因 海底磁异常条带是50年代后半期发现的，其特点是大致平行于洋中脊轴线延伸，正负异常相间排列并对称地分布于大洋中脊两侧，单个磁异常条带宽约数公里到数十公里，纵向上延伸数百公里以上而不受地形影响，在遇到洋底断裂带时被整体错开（图9.9）。对于这种磁异常条带的成因，曾一度使人们困惑不解，有人认为这是洋底岩石磁性强弱不同所引起的，但这种观点不能解释磁条带分布的规律性，也与当时所获得的海底地质资料不吻合。1963年，英国学者瓦因和马修斯结合海底扩张假说与地磁场倒转现象，对海底磁异常条带作了极为成功的解释。他们认为海底磁异常条带不是由海底岩石磁性强弱不同所致，而是在地球磁场不断倒转的背景下海底不断新生和扩张的结果（图9.10）。高温的地幔物质不断沿大洋中脊轴部上涌冷凝形成新的海底，当它冷却经过居里温度时，新生的海底玄武岩层便会沿当时地磁场方向磁化。随着海底扩张，先形成的海底向两侧推移，在中脊顶继续不断地形成新的海底，如果某个时候地磁场发生转向，则这时形成的海底玄武岩层便在相反的方向上被磁化。这样，只要地磁在反复地转向，海底又不断地新生和扩张，那就必然会形成一条条正向和反向磁化相间排列、平行洋脊对称分布的磁化条带。扩张的海底就像录音磁带那样记录了地磁场转向的历史。正向磁化的海底条带由于加强了地磁场强度而形成正异常，反向磁化的海底条带由于抵消了一部分地磁场强度而形成负异常。
上述推断不仅合理地解释了海底磁异常条带的成因，而且也与大陆岩石和深海沉积的古地磁研究成果相吻合。60年代中期，一些学者通过将洋脊两侧的海底正、负磁异常条带与大陆岩石古地磁研究获得的地磁场转向年代表进行对比发现，海底正、负磁异常的排列，与地磁场转向年代表中的正向段和反向段完全可以一一对比，而且磁条带的宽度也与地磁场转向年代表中极向的时间长短成正比关系。与此同时，对取自海底的沉积物岩心的弱剩余磁性研究也取得了重要成果。在沉积岩心中交替地出现正向和反向磁化段，正向、反向磁化段的厚度可以与地磁场转向年代表中正极性期和反极性期的时间长短一一对比，也可以与海底正、负磁异常条带相对比（见图9.10）。这3种相互独立的磁性测量资料服从于统一的变化规律，充分证实了它们是在地磁场频繁倒转的统一背景下形成的（有人称为：“三位一体”）。这不仅说明了上述海底磁条带成因的正确性，同时也为海底扩张说取得了决定性的证据。
深海钻探成果
深海钻探工作开始于1968年，在几年的时间里，着名的深海钻探船“格罗玛挑战者”号在世界各大洋进行了广泛的钻探和取样，取得了丰硕的成果。深海钻探证实，深海沉积物由洋脊向两侧从无到有，从薄到厚，沉积层序由少到多，最底部沉积物的年龄愈来愈老，并且与海底磁异常条带所预测的年龄十分吻合，深海钻探所采得的最老沉积物的年龄不老于1.7亿年（晚侏罗世）。因此深海钻探成果令人信服地证实了海底扩张理论。
转换断层的发现
洋脊被一系列横向断层切割，断层长度可达数千公里，断层两侧洋脊被明显错断，错距可达数百至千余公里。断裂带多已成为很深的沟槽，从海底地貌图上看得十分清楚。这种巨大规模的横向断层早在50年代即已发现，曾被认为是一般的平移断层，并用以证明地壳中存在着巨大规模的水平运动。但是，它的实际意义远不止于此。1965年，加拿大学者威尔逊（Wilson，1965）指出，这种横断中脊的断裂带不是一般的平移断层，而是自中脊轴部向两侧的海底扩张所引起的一种特殊断层。威尔逊称之为转换断层（transform fault）。
转换断层具有不同于一般平移断层的特征（图9.11）。其一，如果是平移断层，则随着时间的推移，断层两侧的洋脊将越离越远；但如果是转换断层，虽然中脊轴两侧海底不断扩张，断层两侧洋中脊之间的距离并不一定加大。其次，如果是平移断层，错动是沿整条断裂线发生的；至于转换断层，相互错动仅发生在两侧中脊轴之间的段落上（BC段），在该段落以外的断裂带上，断层两侧海底的扩张移动方向相同，其间没有相互错动。第三，转换断层中相互错动段的错动方向，恰好与平移断层中把洋脊错开的方向相反，这一点是转换断层和平移断层的最重要区别。
沿洋底的这种转换断层记录到频繁的地震活动，这显然是断层两侧岩块发生相对错动引起的。调查表明，地震活动几乎都集中在被错开的洋脊之间的断层段上，而其余部分一般没有地震发生。而且对来自洋底断裂带上的地震的分析证明，断层错动的方向与转换断层所要求的方向完全相符。这就证实了转换断层是确实存在的。转换断层是由洋中脊的海底扩张引起的，转换断层的错动方向也就是海底扩张的方向，所以转换断层的发现和验证，为海底扩张说提供了又一有力的依据。

‘拾’ 在磁场中放入小磁针来研究磁场的实验方法是什么

在磁场中放入小磁针，可以显示出磁场线的分布。常用的物理方法有：模型法、叠加法、控制变量法、实验＋推理法、转换法、等效法、描述法、类比法等。
此问题中使用的方法为：描述法。用小磁针模拟磁场线，以描述磁场的性质等。