沉積巖磁傾角淺化校正方法

高 揚(yáng)

(西北大學(xué)地質(zhì)學(xué)系， 西安 710069)

沉積巖磁傾角淺化校正方法

高 揚(yáng)

(西北大學(xué)地質(zhì)學(xué)系， 西安 710069)

在沉積巖的古地磁數(shù)據(jù)統(tǒng)計(jì)中，記錄的磁傾角數(shù)據(jù)普遍存在淺化現(xiàn)象。通過綜合分析E/I法、非滯后剩磁各向異性法和等溫剩磁各向異性法原理及其研究實(shí)例，總結(jié)沉積巖磁傾角校正淺化的一般流程。

沉積巖； 磁傾角淺化； E/I法； 非滯后剩磁各向異性法； 等溫剩磁各向異性法

古地磁學(xué)是地球物理學(xué)的新分支，通過巖石或古代文物的剩余磁性來(lái)研究地球磁場(chǎng)的演化歷史和規(guī)律。古地磁數(shù)據(jù)在解釋板塊構(gòu)造活動(dòng)等方面具有重要的作用。沉積巖的剩余磁性(DRM)可通過火山巖等母巖剝蝕產(chǎn)物中的磁性顆粒來(lái)反映。當(dāng)這些顆粒在水中沉積時(shí)，受到地磁場(chǎng)方向的影響而產(chǎn)生定向排列[1]。

通過實(shí)驗(yàn)室沉積模擬實(shí)驗(yàn)發(fā)現(xiàn)，沉積剩磁記錄的磁傾角常常會(huì)發(fā)生淺化，且剩磁傾角I與外加磁場(chǎng)I0之間的關(guān)系為：tanI=ftanI0。相比于磁偏角，磁傾角能夠更好地揭示塊體的南、北向運(yùn)動(dòng)及縮短情況[2-4]。在沉積巖的古地磁傾角研究中發(fā)現(xiàn)，古地磁傾角值普遍小于火山巖記錄的磁傾角值[5-7]。關(guān)于磁傾角淺化的原因，有學(xué)者認(rèn)為是非偶極子場(chǎng)導(dǎo)致[8]，也有學(xué)者認(rèn)為是沉積巖在沉積過程或沉積后期受壓實(shí)作用的影響所致。本次研究將綜合分析常用的磁傾角淺化方法。

1 非滯后剩磁各向異性法

非滯后剩磁(非磁滯剩磁)各向異性(Anisotropy of AnhystereticRemant Magnetization，縮寫為AARM)，是指當(dāng)交變磁場(chǎng)衰減到某一定范圍，施加恒定的直流磁場(chǎng)，交變場(chǎng)衰減至0時(shí)，巖石樣品獲得與恒定磁場(chǎng)強(qiáng)度成正比的剩磁[1,10]。非滯后剩磁是在巖石退磁后又重新充磁的過程中獲得，與巖石原來(lái)的剩磁無(wú)關(guān)，而僅與載磁礦物的類型、顆粒大小及排列方式有關(guān)，具有良好的一致性。

1.1 原理

首先選用較高的交變磁場(chǎng)(磁場(chǎng)強(qiáng)度大于100 mT)沿樣品X、Y、Z軸方向進(jìn)行交變退磁，使其殘余剩磁強(qiáng)度低于天然剩磁，然后在樣品的Z軸方向由小到大逐漸充磁，獲得非滯后剩磁，從而得到樣品的矯頑力譜。從矯頑力譜中選取最容易獲得非滯后剩磁的交變場(chǎng)區(qū)間，分別沿X、Y、Z軸方向進(jìn)行交變退磁，測(cè)定樣品X、XY、Y、-XY、XZ、Z、-XZ、YZ、-YZ方向的非滯后剩磁。最后應(yīng)用最小二乘法，求出非滯后剩磁張量。

當(dāng)以磁鐵礦為載磁礦物，在加以一定強(qiáng)度交變磁場(chǎng)退磁的同時(shí)，另加以一個(gè)恒定的小直流磁場(chǎng)進(jìn)行充磁，以獲得非滯后剩磁各向異性。計(jì)算此時(shí)的校正磁傾角[9-10]：

式中：AZ=QZQ總，AX=QXQ總,Q總=QX+QY+QZ,QX、QY、QZ分別為X、Y、Z軸的非滯后剩磁分量；IChRM為特征剩磁傾角；Icorr為巖石校正后的磁傾角；a=(Q∥Q⊥)攜磁顆粒，Q∥和Q⊥分別表示平行于攜磁顆粒與垂直于攜磁顆粒的非滯后剩磁分量。

1.2 研究實(shí)例

Jackson按照Lu等人提出的人造沉積物樣品組成和沉積方法制作了樣品[9,11]。按大小分類的磁鐵礦粉分布在由非磁性的石英、高嶺土以及蒸餾水組成的樣品中。磁鐵礦按大小和形狀分為2種類型：0.75 μm的次等軸狀顆粒和軸比率為4 ∶1的針狀顆粒，球等效直徑均為0.45 μm。在沉積物沉積過程中施加均勻磁場(chǎng)，然后對(duì)已經(jīng)脫水、烘干的沉積物進(jìn)行壓實(shí)，使樣品達(dá)到飽和沉積后得到剩磁，且磁性顆粒高度近似線形排列。在此情況下，樣品體積各向異性接近于磁鐵礦的排列。最后獲取樣品的非滯后剩磁，解得非滯后剩磁張量。

再沉積實(shí)驗(yàn)結(jié)果表明：在包含針狀磁鐵礦的樣品中，沉積后剩磁的磁傾角和強(qiáng)度主要由高嶺土的含量所控制，高嶺土含量增加使得磁傾角淺化和強(qiáng)度減??；在包含次等軸形狀磁鐵礦的樣品中，磁性稍有變化，存在相當(dāng)大的磁傾角誤差(平均接近11°)。Jackson的實(shí)驗(yàn)表明，非滯后剩磁各向異性與磁傾角偏低，存在著良好的一致性，可用非滯后剩磁各向異性校正該類磁傾角誤差。

2 等溫剩磁各向異性法

2.1 原理

等溫剩磁是指巖石在常溫下被磁化而磁場(chǎng)強(qiáng)度返回0時(shí)的巖石剩磁[12]。等溫剩磁各向異性(Anisotropy of Isothermal Remanent Magnetism，縮寫為AIRM)的參數(shù)與巖石中攜磁礦物顆粒形狀有關(guān)，直接反映了巖石形成與壓實(shí)作用下攜磁礦物的變形和變位，主要是通過樣品在不同方向磁化后獲得等溫剩磁張量，從而計(jì)算得到等溫剩磁橢球體主軸Kmax、Kint、Kmin的大小和方向。

實(shí)驗(yàn)方法如下：分別在樣品的X、XY、Y、-XY、XZ、Z、-XZ、YZ、-YZ方向上充磁，并測(cè)定9組X、Y、Z分量數(shù)據(jù)。在測(cè)定等溫剩磁之后，每個(gè)方向均需要進(jìn)行反向充磁，以清洗先前剩磁，然后反向充磁以清洗掉先前已充上的磁性，再進(jìn)行下一個(gè)方向的等溫剩磁測(cè)定。最后應(yīng)用最小二乘法，求解等溫剩磁張量[12]。紅層中的攜磁礦物通常是赤鐵礦，赤鐵礦的矯頑力遠(yuǎn)遠(yuǎn)高于磁鐵礦，因而無(wú)法通過上述方法獲得非滯后剩磁，但是可以根據(jù)等溫剩磁各項(xiàng)異性來(lái)進(jìn)行磁傾角校正。

新銳洗護(hù)品牌的銷售總監(jiān)表示：低端產(chǎn)品的成本從一定程度上限制了產(chǎn)品的品質(zhì)，隨著消費(fèi)升級(jí)，消費(fèi)者對(duì)產(chǎn)品的要求越來(lái)越高，功能越來(lái)越細(xì)分，在未來(lái)，低端產(chǎn)品一定會(huì)被取代。

Hodych等人提出了一個(gè)修正模型[13]，應(yīng)用等溫剩磁各向異性對(duì)以赤鐵礦為主要礦物載磁礦物的紅層進(jìn)行磁傾角校正：

式中：IIRM,45°為與沉積層理呈45°方向的外加磁場(chǎng)上獲得的等溫剩磁傾角；IChRM為特征剩磁傾角；Icorr為巖石校正后的磁傾角；AZ=QZQ總，AX=QXQ總,Q總=QX+QY+QZ,QX、QY、QZ分別為X、Y、Z軸的等溫剩磁分量。

2.2 研究實(shí)例

方大鈞等人在研究塔里木盆地庫(kù)車拗陷早第三紀(jì)蘇維依組的紅層的過程中，對(duì)該組48個(gè)樣品的古地磁結(jié)果進(jìn)行分析，發(fā)現(xiàn)其平均傾角I=43.7°，α95=3.8°，與Besse等人提出的理論方向(D=10°,I=60°,α95=3°)相差較大，可能存在磁傾角偏低的現(xiàn)象[12-14]。

在對(duì)紅層樣品進(jìn)行熱退磁和等溫飽和剩磁后，確定載磁礦物為赤鐵礦，無(wú)法使用常規(guī)的交變退磁進(jìn)行清洗，必須使用高強(qiáng)度的等溫剩磁及反向充磁來(lái)退磁。在使用等溫剩磁各向異性對(duì)蘇維依組的樣品進(jìn)行校正之后，發(fā)現(xiàn)在低強(qiáng)度的外加磁場(chǎng)情況下，磁傾角仍比理論值偏低4°左右。在高強(qiáng)度的外加磁場(chǎng)下，磁傾角已非常接近理論值。

景先慶等人在對(duì)華南早新元古代蓮沱組地層進(jìn)行古地磁學(xué)研究時(shí)，應(yīng)用等溫剩磁各向異性法對(duì)蓮沱組地層進(jìn)行了磁傾角校正。他們發(fā)現(xiàn)，磁傾角偏度和沉積巖的壓實(shí)作用具有良好的一致性，校正效果較好[15]。

3 E/I法

早在1955年，King在對(duì)人工沉積物中剩磁研究發(fā)現(xiàn)時(shí)發(fā)現(xiàn)，沉積壓實(shí)作用會(huì)導(dǎo)致磁傾角偏差，從而對(duì)方向的分布產(chǎn)生影響[2]。

3.1 原理

Lisa等人在對(duì)中亞漸新世 — 中新世紅層進(jìn)行研究時(shí)發(fā)現(xiàn)，由該區(qū)域樣品得出的磁傾角與由GAD模型得到的理論結(jié)果存在較大差異。他們認(rèn)為該差異可能是由紅層的磁傾角淺化所導(dǎo)致，也可能是非地心軸向偶極子場(chǎng)(如軸向八極子)的貢獻(xiàn)所致。在解釋該現(xiàn)象時(shí)，Lisa和Kent建立了一個(gè)基于長(zhǎng)期變化(PSV)趨勢(shì)的簡(jiǎn)單數(shù)據(jù)模型(TK03模型)，針對(duì)已有的數(shù)據(jù)組來(lái)預(yù)測(cè)地磁場(chǎng)矢量的分布，該模型可被修改為包含任意非零高斯項(xiàng)的模型。他們考慮了任意數(shù)量的非零軸向八極子項(xiàng)對(duì)預(yù)測(cè)磁場(chǎng)矢量分布的影響，以及沉積磁傾角誤差對(duì)方向分布的重要性，提出了基于TK03模型的EI(伸展率磁傾角)法來(lái)檢驗(yàn)和修正磁傾角淺化偏差的結(jié)果[8]。

Lisa和Kent提出以下公式：

tan(I**)=(1f)tan(I*)

首先，計(jì)算各個(gè)f值的特征參數(shù)，找到能夠使數(shù)據(jù)得到最小伸展率的f值,然后通過多項(xiàng)式E=2.88-0.008 7I-0.000 5I2，求得伸展率E和磁傾角I的關(guān)系。最后，用解靴帶法(Bootstrap)對(duì)需校正的數(shù)據(jù)組進(jìn)行計(jì)算，得到校正后的磁傾角置信區(qū)間及磁傾角。該方法對(duì)采點(diǎn)數(shù)量要求較多(≥100)。EI法適用的前提條件是要有一個(gè)足夠大的數(shù)據(jù)組，對(duì)其抽樣求得地磁場(chǎng)的長(zhǎng)期變化和一個(gè)能被合理估算的f均值。

3.2 研究實(shí)例

Krijgsman等人在對(duì)地中海地區(qū)中新世沉積物的研究中發(fā)現(xiàn)，該地區(qū)的磁傾角存在明顯的淺化偏差。在對(duì)地中海地區(qū)的磁傾角進(jìn)行校正時(shí)，Krijgsman等人從原有數(shù)據(jù)中選取了西班牙Calatayud盆地和希臘Crete島的古地磁數(shù)據(jù)[17]。

由BC02模型預(yù)測(cè)的Calatayud盆地中新世沉積物沉積時(shí)期的磁傾角為53.3°～56.3°，而由該地區(qū)648個(gè)方向數(shù)據(jù)得到的平均磁傾角為44.0°，二者的磁傾角明顯存在偏差。Krijgsman等人應(yīng)用EI法對(duì)該地區(qū)的磁傾角數(shù)據(jù)進(jìn)行了校正，校正后的磁傾角為53°，結(jié)果與BC02模型的預(yù)測(cè)基本一致。

Crete島已有古地磁數(shù)據(jù)表明，由該地沉積物得到的平均磁傾角為45.6°。由BC02模型預(yù)測(cè)的歐洲晚中新世平均磁傾角為51.2°～51.4°，建議的Crete島晚中新世古緯度為31.9°N～32.1°N，二者磁傾角存在很大區(qū)別，而且E=1.4的方向伸展和預(yù)期E=1.9的N-S向伸展不一致[17-18]。因此，初步斷定該地的磁傾角異?？赡苁怯沙练e壓實(shí)作用所引起。應(yīng)用EI法對(duì)該地的磁傾角進(jìn)行校正，當(dāng)壓實(shí)因子為0.7時(shí)，存在一致性最佳的EI對(duì)。據(jù)此將實(shí)測(cè)磁傾角轉(zhuǎn)換成平均磁傾角I**=54°，相當(dāng)于34.5°的古緯度。

4 結(jié) 語(yǔ)

綜上所述，在校正由沉積巖的壓實(shí)作用引起的磁傾角淺化時(shí)，首先可應(yīng)用Lisa等人提出的方法：對(duì)呈Fisher分布磁場(chǎng)方向數(shù)據(jù)進(jìn)行等面積投影，若其方向數(shù)據(jù)圍繞平均方向呈均勻分布，則未發(fā)生淺化；若磁傾角分布范圍明顯減小，且方向數(shù)據(jù)呈E-W 伸展，則說(shuō)明磁傾角數(shù)據(jù)發(fā)生了淺化。然后再判斷載磁礦物為磁鐵礦還是赤鐵礦，前者使用非滯后剩磁各向異性法進(jìn)行校正，后者使用等溫剩磁各向異性法進(jìn)行校正。最后結(jié)合EI法的校正結(jié)果進(jìn)行綜合判斷。

[1] 朱崗崑. 古地磁學(xué):基礎(chǔ)、原理、方法、成果與應(yīng)用[M]. 北京：科學(xué)出版社, 2005：20-30.

[2] KING R F. The remanentmagnetism of artificially deposited sediments[J]. Geophysical Journal International, 1955, 7(S3):115-134.

[3] TAUXE L, KENT D V. Properties of detrital remanence carried by haematite from study of modern river deposits and laboratory redeposition experiments, Geophys[J]. Geophysical Journal International, 1984, 76(3):543-561.

[4] 顏茂都, 方小敏, 張偉林,等. 青藏高原東北部沉積物磁傾角淺化之成因探究[J]. 第四紀(jì)研究, 2012, 32(4):588-596.

[5] TAN X, GILDER S, KODAMA K P, et al. New paleomagnetic results from the Lhasa block: revised estimation of latitudinal shortening across Tibet and implications for dating the India-Asia collision[J]. Earth & Planetary Science Letters, 2010, 293(3/4):396-404.

[6] LIPPERT P C, ZHAO X, COE R S, et al. Palaeomagnetism and 40 Ar39 Ar geochronology of upper palaeogene volcanic rocks from central Tibet: implications for the central asia inclination anomaly, the palaeolatitude of tibet and post-50 Ma shortening within asia[J]. Geophysical Journal International, 2011, 184(1):131-161.

[7] COGNé J P, HALIM N, CHEN Y, et al. Resolving the problem of shallow magnetizations of Tertiary age in Asia: insights from paleomagnetic data from the Qiangtang, Kunlun, and Qaidam blocks (Tibet, China), and a new hypothesis[J]. Journal of Geophysical Research Solid Earth, 1999, 104(B8):17715-17734.

[8] TAUXE L, KENT D V.A Simplified statistical model for the geomagnetic field and the detection of shallow bias in pale magnetic inclinations:was the ancient magnetic field dipolar[J]. Timescales of the Paleomagnetic Field,2014,14:101-115.

[9] JACKSON M J, BANERJEE S K, MARVIN J A, et al. Detrital remanence, inclination errors, and anhystereticremanence anisotropy: quantitative model and experimental results[J]. Geophysical Journal International, 1991, 104(1):95-103.

[10] 沈忠悅, 王兆梁. 非滯后剩磁各向異性[J]. 地球物理學(xué)報(bào), 1999, 42(4):572-576.

[11] LU R, BANERJEE S K, MARVIN J. Effects of clay mineralogy and the electrical conductivity of water on the acquisition of depositional remanent magnetization in sediments[J]. Journals of Gerontology, 1990, 95(B4):4531-4538.

[12] 方大鈞, 沈忠悅, 談曉冬. 等溫剩磁各向異性及其在磁傾角校正中的應(yīng)用[J]. 地球物理學(xué)報(bào), 2000, 43(5):719-724.

[13] HODYCH J P, BUCHAN K L. Early Silurian palaeolatitude of the Springdale Group redbeds of central Newfoundland: a palaeomagnetic determination with a remanence anisotropy test for inclination error[J]. Geophys, 1994, 117(3):640-652.

[14] BESSE J, COURTILLOT V. Revised and synthetic apparent polar wander paths of the African, Eurasian, North American and Indian Plates, and true polar wander since 200 Ma[J]. Journal of Geophysical Research Solid Earth, 1991, 96(B3):4029-4050.

[15] 景先慶, 楊振宇, 仝亞博,等. 華南早新元古代蓮沱組地層磁傾角偏低研究及其古地理意義[J]. 地質(zhì)通報(bào), 2016, 35(11):1797-1806.

[16] GILDER S, Y CHEN, SEN S, et al. Oligo-Miocene magnetostratigraphy and rock magnetism of the Xishugou section, Subei (Gansu Province, Western China) and implications for shallow inclinations in central Asia[J]. Journal of Geophysical Research Solid Earth, 2001, 106(B12):30505-30521.

[17] KRIJGSMAN W, TAUXE L. Shallow bias in Mediterranean paleomagnetic directions caused by inclination error[J]. Earth & Planetary Science Letters, 2004, 222(2):685-695.

[18] BESSE J, COURTILLOT V. Apparent and true polar wander and the geometry of the geomagnetic field over the last 200 Myr[J]. J Geophys Res, 2002,107:6-31.

CorrectingMethodsofShallowBiasinPaleomagneticInclinationsintheSedimentaryRocks

GAOYang

(Department of Geology, Northwest University , Xi′an 710069, China)

In the study of paleomagnetism data from sedimentary rocks, we found that there is a shallow bias of inclination which was recorded by sedimentary rocks generally. Based on the comprehensive analysis of E/I method, the anisotropy of anhysteretic remant magnetization, anisotropy of isothermal remanent magnetism, and their principles and cases, this paper summarizes the general process of correction shallow bias of inclination in the sedimentary rocks.

sedimentary rock; shallow bias of inclination; E/I method; anisotropy of anhysteretic remant magnetization; anisotropy of isothermal remanent magnetism

2017-06-28

高等學(xué)校博士學(xué)科點(diǎn)專項(xiàng)科研基金項(xiàng)目“藏北雁石坪地區(qū)中 — 晚侏羅世沉積地層的古地磁學(xué)研究”(20136101120005)

高揚(yáng)(1992 — )，男，在讀碩士研究生，研究方向?yàn)楣诺卮艑W(xué)與地層學(xué)。

P631

A

1673-1980(2017)06-0026-04