岩石的剩余磁性

在前面的章节中，将物质分成铁磁性物质（铁磁质）和非铁磁性物质。所谓的铁磁质就是这些物质微观结构中存在很强的量子交换作用。在这种作用下，物质内形成一些宏观的微小区域，在此区域内各个原子的磁矩平行排列，这叫自发磁化，它具有很强的磁性，这样的宏观的微小区域称为磁畴。磁畴的大小为10-12～10-8m3，包含有1017～1021个原子，这便是铁磁性来源。无外磁场时，铁磁质内各个磁畴的自发磁化方向是不同的，在宏观上不表现出磁性。铁磁质在外磁场作用下：①自发磁化方向与外磁场方向接近的磁畴体积增大；②整个磁畴的自发磁化方向转向外磁场方向。在外磁场较弱时，主要表现为前一种效应；外磁场较强时，主要表现为后一种效应。因此，随着外磁场强度的增加，最后所有磁畴的自发磁化方向与外磁场方向一致，使磁化达到饱和，这时磁化所产生的附加磁场可以比外磁场大几十到几千倍。与此相比较的抗磁性和顺磁性就要弱很多。

通常用磁化强度M是描述磁介质磁化状态的物理量，它定义为单位体积内分子磁矩Pm的矢量和，即

磁化强度M的单位为A·m-1。磁介质置于外磁场H下发生磁化，M和H的关系为

M=χH（18-2）

式中，χ称为该磁介质的磁化率，它是一个无量纲的纯数。对于铁磁质来说，χ≫1。

实验测得的铁磁质磁化曲线（图18-1）是非线性的。H=0时，B=0（说明处于未磁化状态）；当H逐渐增加时，B先是缓慢增加（OA段），后来急剧增加（AM段），过了M点后B的增加变得缓慢（MN段）；最后当H很大时，B趋于饱和，饱和时的Bs称为饱和磁感应强度。

图18-1 铁磁质的磁化曲线图

图18-2 磁滞回线

当B达到饱和值后，使H减小，则B不沿原磁化曲线下降，而是沿SR曲线下降，如图18-2所示。当H下降到零时，B并不减至零，而有一定的值Br，称Br为剩余磁感应强度。为了使B减小到零，必须加反向磁场。当B=0时的H值称为矫顽力，用Hc表示。当反向的H继续加大，则B将达到反向的饱和值。H再减小至零，然后再改变磁场方向为正反向，再逐渐增大，最后又回到S，构成一闭合曲线。在上述变化过程中，B的变化总是落后于H的变化，这一现象称为磁滞现象，上述的闭合曲线称为磁滞回线。

磁滞的成因是由于磁畴边界（称为畴壁）的移动和磁畴磁矩的转动是不可逆的，当外磁场减弱或消失时，磁畴不按原来变化的规律逆着退回原状。磁滞回线表明，对铁磁质来说，B和H的值不具有一一对应的关系，它们的比值不仅随H的变化而异，而且对同一个H值而言，比值一般不是唯一的。B的数值不仅决定于外磁场和铁磁质本身，而且与铁磁质达到这个状态所经历的磁化过程有关。

岩石的磁性一般是岩石中含量0.1%～10%的铁磁性矿物在地磁场作用下产生的。这些铁磁性矿物以小颗粒形式存在，分散在磁性很弱的顺磁性或抗磁性普通岩石基质中。岩石具有铁磁性物质的各种属性，如剩磁、矫顽力、磁致伸缩等。由于铁磁性颗粒在岩石内的浓度很低，近似地可认为彼此间没有磁的相互作用。岩石的磁化强度简单认为是单位体积内各单个铁磁性颗粒磁矩的总和。

岩石在自然界中成岩时期在地磁场作用下产生的磁化称为原生磁化，它是当时当地地磁场方向和强度的记录。但是，在其后的地质年代里，原生磁化有可能因岩石的变质作用而发生变化，也可能在原生磁化上叠加某些次生磁化。观测到的岩石剩余磁化强度，即天然剩余磁性（NMR）是保留下来的原生剩余磁化强度和各种次生剩余磁化强度之和。古地磁的测量对象是原生剩磁。为此，必须从天然剩磁中分离出原生剩磁，这就需要了解不同机制下形成的不同类型的剩磁。