长安大学地球物理学原理-第8章 地球的电磁场

第八章地球的电磁场地磁场的构成与特点地磁场的高斯理论地球主磁场与国际地磁参考场地心偶极子场地球主磁场的变化与成因古地磁学简介地球地磁场及电性分析是研究地球本身及其周围空间电磁场的时分布规律、构成、起源及应用的学科；是实验性极强的精密观测学科。研究的理论基础是电磁学。地磁学研究的对象：地球本身及其周围空间的电磁场，即地球的磁场。地磁观测是地磁学科研究与发展的基础。地磁学

公元前770～221年春秋战国时期，人类发现磁石及其相互吸引的现象。属于一般物理学的范畴，但为地磁学研究奠定了基础。从有确切的文字记录算起，地磁学的发展大致经历了四个阶段：地磁学(观测)发展简史1.初期地磁学公元前250年～公元1600年，以中国发明指南针为标志。指南车的复原模型：一种用来辨认方向的仪器。车上有一小人，其手指的方向即为南方，传说司南、罗盘都是根据它而发明。

公元838—1099年，指南针用于航海。公元11世纪，发现、观测磁偏角。公元12—16世纪，发现磁倾角，磁偏角、磁倾角随地点有差异；发表第一篇论文。磁偏角、磁倾角的测量与资料积累几乎是这一阶段地磁研究的全部工作。《梦溪笔谈》（沈括，1031－1095）中写道：“方家以磁石磨针锋，则能指南，然常微偏东，不全南也”；北宋时已将指南针用于航海（“舟师识地理，夜则观星，昼则观日，隐晦则观指南针”－《萍洲可谈》）。“阿房前殿，以木兰为梁，磁石为门，怀刃者止之”（《三浦皇图》）；2.早期地磁学1600～1893年，英国皇家医生吉尔伯特发表巨著“地磁学”标志此阶段的开始。公元17世纪，发现磁偏角、磁倾角随时间的变化，提出地球磁场起源的假说（吉尔伯特）。1702年编制了第一张全球地磁图（D）；认识了地磁场有缓慢的长期变化。1799～1804年，发明并开始了磁场强度的测量。3.近代地磁学

1839～1957年，以德国高斯将球谐分析理论用于地磁研究为标志。公元19世纪，建立地磁学的基本理论——高斯理论，用数学表达式描述地磁场；制作测量强度的仪器。1915年，施密特（AdolfSchmidt）制作刃口式磁力仪，大大提高了磁测精度1930s，前苏联罗加乔夫研制成功感应式航空磁力仪1940年恰普曼、巴特尔合写的经典著作“地磁学”出版。这一阶段建立了地磁台、国际合作组织IUGG、IAGA。4.现代地磁学1957年以后，前苏联第一颗人造地球卫星上天开始了空间时代。人类走进太空，站在地球以外认识地磁场、迅速全面地观测地磁场；形成空间物理学。对岩石磁性的研究建立了古地磁学。古地磁学研究为大陆漂移—海底扩张—板块构造学说的建立提供了重要的依据。世界第一张地磁图大西洋地磁偏角图（1701年，哈雷）全球地磁台站分布图返回中国地磁台站分布图（中国地震局）国家级地磁台站省级、市县级地磁台站返回18周至综合地震台

第一节地磁场的构成与特点地磁场的构成地磁要素地磁场的基本性质地磁图地磁场模式

地磁场:

地球本身及其周围空间存在的电磁场，即地球的磁场。

地磁场是矢量场，地磁场磁感应强度矢量记为B第一节地磁场的构成与特点太阳扰日变化◆磁暴湾扰钩扰地磁脉动地磁场内源场稳定场99%外源场变化场1%主磁场95%异常场4%电磁感应场平静变化非K变化干扰变化K变化偶极子场＞80%非偶极子场◆平静太阳日变化太阴日变化稳定场内源变化场

变化场通常用直角坐标系来描述，即XOY平面与地面相切，原点在观测点地面，z轴指向地心，x轴指向地理北，y轴指向东。

B——地磁总场

H——地磁水平分量

Z——地磁垂直分量

X——地磁北向分量

Y——地磁东向分量

I——地磁倾角

D——地磁偏角DIOHYXZy(E)

(N)xz(指向地心)B地磁要素地磁要素间的关系与地磁三要素地磁七个要素中只要知道其中三个独立的要素，其余四个就可以计算，故称三个独立的要素为地磁三要素。在地磁三要素中，磁偏角D是必须测量的，其它两个要素可根据实际情况任意选测。地磁要素之间有如下关系：

地磁场的基本特征地磁场近似为地心偶极子磁场：

地磁场的一级近似为一个置于地心的偶极子的磁场，这个偶极子的磁轴和地轴斜交一个角度(11.5º)。

地磁场是一个弱磁场地磁场的平均值大约为50000nT，在两极附近也不过70000nT

。地磁场是一个稳定磁场

稳定磁场是地磁场的主要部分。SN太阳磁场冕洞太阳磁场：局部磁场（主要指黑子场、整体磁场和普遍磁场。太阳普遍磁场（a）和扇形磁场(b)示意图太阳磁场活动1975年—2010年，磁场与太阳的11年活动周期相对应。太阳黑子及产生机制行星际空间行星际磁场行星际磁场的扇形结构太阳磁场对地磁场产生很重要影响：（1）耀斑引起地磁暴（2）太阳风是形成地球磁层的外因（3）黑子11年（半周期）与地球大气变化、地震活动相关

……

磁层磁层：从电离层以上直到行星空间的区域，其中带电粒子所受到的磁场作用力已大于气体的压力，因而带电粒子的运动主要由这一区域中的地磁场控制，称这区域为磁层。向日面～10RE，背日面～30—100RE，

VanAllenbelts；极光。磁层范·阿伦辐射带

木星极光地磁图地磁图：某地磁要素在地图上（同一时刻）的等值线图。由于地磁要素随时间变化，一个地区的地磁测量时常不是短时期能完成的，在制作等值图时，必须将不同时间的观测值，按照地磁场随时间的变化规律归算到同一指定时间。由于观测点分布不均匀，通常采用高斯球谐分析的方法，得出高斯系数后，按一定公式算出磁场分布，然后绘出各种等值图。磁异常（Ba）——消除了各种短期变化的磁场后，实测地磁场与基本磁场之差值，称为磁异常。即：Ba=B观—B0场源：地壳中被地磁场磁化了的岩石、岩体、矿体或地质构造。异常区域异常局部异常场源：范围较大的深部磁性岩、矿体及地质构造；特征：异常分布范围较大、幅值小、变化平缓；场源：范围较小的浅部磁性岩、矿体及地质构造；特征：异常分布范围较小、强度大、变化陡；按观测要素的不同，磁异常有不同的名称，即：★垂直磁异常（测定垂直分量的相对变化）：★总磁场强度异常（测定总磁场强度的相对变化）：Za=Z观—Z0或

△Z=Z观—Z0

郯庐断裂带磁异常地磁场模式1.球谐模式：用球谐级数表示地磁场分布。最常用的方法，但不能反映地磁场场源的实际状况。2.偶极子模式：是用若干个偶极子表示地磁场分布。有助于阐明地磁场及长期变化的起源。3.电流环模式：是用若干电流环表示地磁场分布。有助于阐明地磁场及长期变化的起源，且物理意义最为明确，计算较偶极子模式繁琐。第二节地磁场的高斯理论高斯球谐分析解决了两个问题：能不能找到一个适当的数学表达式把地磁要素的地面分布表示成地理坐标的函数；地磁场到底是起源于地球内部还是地球外部。地磁场满足麦克斯韦方程组：B=H,＝0地球电磁场是缓变场

地球表面附近，空气可视为绝缘体存在标量磁位标量磁位满足拉普拉斯方程磁位U的负梯度即为磁场强度H：

H=-▽U在球坐标系下解上述拉普拉斯方程，并求出磁场强度表达式，便可得到描述地磁场的基本理论——高斯理论。

取以球心为原点的球坐标系，极轴取为地球自转轴并指向北极，r为球心O至测点P的距离，为余纬度，为经度。则：其解为：

采用施密特形式的缔合勒让德函数

其解可表示为：

具有类似的表达式。其中：

通解包含两个部分：第一部分：项，其磁势表示为Ui；第二部分：项,相应的磁势表示为Ue。Ui随r增大而减小，当r→∞时，Ui→0；Ue随r减小而减小，当r→0时，Ue→0。因为拉普拉斯方程解的适用范围应是无源的，所以Ui为地球内部场源的磁势，Ue为地球外部场源的磁势。即：项代表内源场部分,项代表外源场部分。当n＝0时，m=0，此时，Ue是一个同r无关的常数，这个常数只能为0，故显然Ui是磁单极的磁势，而磁单极是不存在的,故应有近地空间任一点的磁位表达式：其中：地表任一点的磁位表达式球心坐标与地面直角坐标地表任一点磁场的磁位表达式地表任一点磁场的磁位表达式显然，地磁场已表示为地面各点坐标(,)的函数。高斯系数的确定将各测点、分量观测值，代入地表各分量高斯级数表达式，建立方程组，解方程组得高斯系数。只能求取有限阶高斯系数。若取n＝N阶，至少要N（N+2）个三分量测点；测点足够多，且在全球的分布比较均匀合理，以近似满足球谐函数的正交性。一般采用最小二乘法解方程组。g10=-3062.50nTh11=578.47nT

j10=-4.82nTk11=-1.13nT地磁场的主体是内源场第三节地球主磁场与国际地磁参考场地球主磁场:起源于地球内部并构成磁场主体的稳定场称作地球主磁场（基本磁场）。地球主磁场可以直接反映各种深度、甚至地核的物理过程，包括深部的温度、压力、物质运动等变化过程。对主磁场的观测与研究是地磁学中的重要内容。地球主磁场起源于地球内部，则：地表上任意点地球主磁场的数学表达地球主磁场的高斯球谐分析在实际工作中，对地球表面有磁场的强度和方向的测量值，进行长期变化和短期变化的改正，统一校正到一个初始时刻，这些校正后的测量值便是该时刻的主磁场。将校正后的各测点、分量观测值，代入地球主磁场地表各分量高斯级数表达式，建立方程组，解方程组得高斯系数。年代g10g11h11g20g21g22h21h22作者1829-0.3201-0.02840.0601-0.00080.0257-0.0014-0.00040.0146Erman-Petersen1835-0.3235-0.03110.06250.00510.0292-0.00020.00120.0157Gauss1885-0.3264-0.02410.0591-0.00350.02860.0068-0.00750.0142Fritsche1885-0.3174-0.02360.0598-0.00500.02780.0065-0.00710.0149Schmidt1960-0.30509-0.021810.05841-0.014640.029710.01673-0.019880.00198Fougere1960-0.3046-0.02140.0580-0.01500.02990.0164-0.01940.0027Adam等1960-0.30411-0.021470.05799-0.016020.029590.01545-0.019120.00812Jesen-Cain1965-0.30375-0.020870.05769-0.016480.029540.01579-0.019950.00116Leaton等1965-0.30388-0.021170.05760-0.016400.029830.01583-0.020040.00125Hurwitz等1970-0.30220-0.020680.05737-0.017810.030000.01611-0.020470.00025DGRF1975-0.30100-0.020130.05675-0.019020.030100.01632-0.02067-0.00068DGRF1980-0.29988-0.019570.05606-0.019970.030280.01662-0.02129-0.00199IGRF不同年代内源场高斯系数高斯系数是理论值；不同年代数值不同，即地球主磁场是变化的。选择的测点不同，计算数值不同。高斯系数是客观的，如何统一？地球主磁场的高斯（球谐）系数国际地磁参考场1968年通过了1965年的国际地磁参考场（IGRF）作为全世界通用的正常地磁场的标准，使用期为1965年—1975年；1975年接受了1975年的国际地磁参考场；1981年通过了1980年国际地磁参考场；同时还通过了修正的1965年、1970年及1975年的国际参考场高斯系数(DGRF)。高斯公式的物理意义：

n=1,代表磁偶极子,三个磁偶极子相互垂直；

n=2,代表4极子；

n=3,代表8极子，等等。总的磁标势是各个简单多极子叠加而成的。国际地磁参考场(IGRF),n=10特征：等值线与纬度线近似平行，在磁赤道约30000～40000nT，向两极增大，在两极约为60000～70000nT。总磁场强度（B）等值线图特征：与纬度线大致平行，在磁赤道Z=0，向两极绝对增大，约为磁赤道水平强度的两倍，磁赤道以北Z﹥0，以南Z﹤0。垂直强度（Z）等值线图特征：沿纬度线排列，在磁赤道附近最大，向两极减小趋于零，全球各点除两磁极区外都指向北。水平强度（H）等值线图特征：与纬度大致平行，零倾线在地理赤道附近，称为磁赤道，它不是一条直线，磁赤道向北倾角为正，向南为负。等倾（I）图特征：从一点出发汇聚于另一点的曲线簇，两条零偏线将全球分为正负两个部分，等偏线在南北两半球上汇聚于四个点，两个是磁极，两个是地理极。等偏（D）线图等偏（D）线图中国地磁场总强度等偏图磁偏角D的零偏线由蒙古穿过我国西部延伯至尼泊尔、印度。零偏线以东，偏角变化由0°到11°(西)；零偏线以西，脑角变化从0°到5°(东)。中国地磁场等偏图磁倾角I从南到北由-10°增至+70°中国地磁场等倾图非偶极子磁场（大陆磁场或世界磁异常）几个中心：东亚正异常，南大西洋和南印度洋正异常，非洲负异常，澳洲负异常。非偶极子磁场的成因还不很清楚，一般认为起源于核、幔边界的物质对流。假设有孤立磁荷，则也有磁力（电磁库仑定律）：第四节地心偶极子场磁位μ0—真空中磁导率μ0—（亨利/米）第四节地心偶极子场磁位磁场强度的定义：单位正磁荷所受的力。真空中，磁感应强度B定义为：B和H：描述磁场性质的两个不同的物理量。第四节地心偶极子场磁位稳定磁场F也是保守场，故也可以引入磁位U★对于磁单极，磁位：第四节地心偶极子场★磁偶极子磁场P点磁位U第四节地心偶极子场★磁偶极子磁位其中M为偶极子磁矩。第四节地心偶极子场假定地心偶极子的磁矩为M，M与地球自转轴夹角为(-0)，经度角为0；0亦称极角，0即方位角；偶极子的轴即地磁轴。

第四节地心偶极子场地表任意点P点磁位：地球主磁场高斯级数的一阶项（n=1）为：

第四节地心偶极子场令：

得：

地球主磁场的一阶项（n=1）是地心偶极子场。由地磁场的高斯分析可知，地球主磁场的主要部分是地心偶极子场。这是地球主磁场的一个主要特征。第四节地心偶极子场偶极子磁矩（地球磁矩）为：只要知道一阶高斯系数，就可算出地球磁矩。高斯系数是随时间变化的，不同年代的地球磁矩也是不同的。地球磁矩的大小直接反映了地磁场的强弱。＊经计算，1980年的地球磁矩为M=7.911022A·m2。

第四节地心偶极子场由于可得地心偶极子的极角0与方位角0：

第四节地心偶极子场M可以分解成互相垂直的三个分量Mz、Mx、My。Mz与地球自转轴重合，方向由地理北极指向南极，称为轴向偶极子。Mx与My都位于赤道平面内，称之为赤道偶极子。比与大得多，所以在地心偶极子场中，轴向偶极子场占主要部分。nm基本磁场/nTgnmhnm10-2998811-1957560620-1997213208-2129221662-19930127931-2181-33532125127133833-2521980年国际地磁参考场高斯系数

第四节地心偶极子场地磁轴与地球表面的两个交点称为地磁北极与地磁南极。地磁极(geomagneticpoles)与磁极(magneticpoles)不同。地磁南北极的连线是地磁轴，即地心偶极子磁轴，必然通过地心。磁极由实测结果确定，是地磁图上倾角为90º而等偏线汇聚的两个点(实际上可由各年代高斯系数计算出)。两个磁极的连线不一定通过地心。1980年国际地磁参考场资料计算得的地磁北极位置为：地磁北极：78.8ºN，70.8ºW；而1980年实测的南北磁极位置为：北磁极：78.2ºN，102.9ºW，南磁极：65.6ºS，139.4ºE第四节地心偶极子场地磁轴与地球表面的两个交点称为地磁北极与地磁南极。地磁极(geomagneticpoles)与磁极(magneticpoles)不同。地磁南北极的连线是地磁轴，即地心偶极子磁轴，必然通过地心。磁极由实测结果确定，是地磁图上倾角为90º而等偏线汇聚的两个点(实际上可由各年代高斯系数计算出)。两个磁极的连线不一定通过地心。1980年国际地磁参考场资料计算得的地磁北极位置为：地磁北极：78.8ºN，70.8ºW；而1980年实测的南北磁极位置为：北磁极：78.2ºN，102.9ºW，南磁极：65.6ºS，139.4ºE第四节地心偶极子场★地磁坐标地磁坐标：以地磁轴作为极轴的坐标系。地面一点的该点的矢径与地磁轴的夹角称为该点的地磁余纬度；过这一点与地磁极的子午面，同过地磁极与地理极的子午面的夹角称为该点的地磁经度。第四节地心偶极子场★测点地磁坐标由地磁北极的地理坐标(0,0)与测点的地理坐标(,)，求测点的地磁坐标(,)1980年北京台与余山台的地磁经纬度与地理经纬度分别为：★地磁坐标北京台：余山台：在地磁坐标中，地心偶极子的磁势为：★地磁坐标下地表任一点的地磁要素则地表一点的磁场强度为：

★地磁坐标下地表任一点的地磁要素磁场总强度（磁感应强度）为：由磁场水平分量与垂直分量的比值，得磁场倾角公式：此公式把磁倾角与地磁纬度联系起来，是表示偶极子磁场中各参量关系的一个重要公式，它在古地磁学中有重要的作用。

偶极子场梯度水平梯度（沿磁子午线方向的梯度)偶极子场梯度垂直梯度（沿高度方向的梯度)偶极子场梯度例如，没北京台的Z：46194nT，H：29884nT，则北京地区的地磁场梯度为第五节地球主磁场的变化与成因

地磁场的长期变化地球的主磁场不是恒定的，而随时间作缓慢变化，这种变化称为主磁场的长期变化。研究这种变化的时空分布规律对于了解地球内部物质的性质和运动具有重要意义。地磁场的长期变化可能具有下列各种周期：即22年，50～70年，120年，180年，500～600年，1000年以及7000～8000年等。通常用某一年的长期变化率来表示这一年地磁要素的变化大小。通过世界各地地磁台长期连续观测和古地磁进行研究地磁场的长期变化地球磁矩的长期变化在最近一百年内，地球磁矩衰减了5﹪；近1000年来，地球磁矩大约减小了25%；400年来减小17%；1835年为8.5x1022Am21900年为8.32x1022Am21980年为7.91x1022Am22000年为7.78x1022Am2两千年后，接近0！磁极倒转(?)

500年左右的周期

——准周期变化或韵律性变化中国古代（上图）、日本磁偏角长期变化（下图）地磁等偏线反映的向西漂移

非偶极场的西向漂移多数研究者认为是由于地核相对于地幔以固定速度旋转而引起的。地磁场长期变特征

（1）时间特征存在变化周期,周期有22年,50～70年,120年,180年,500～600年,1000年以及7000～8000年等。地磁场长期变特征

（2）空间特征

存在西漂：磁极西漂速度约5°/ha。异常中心西漂速度约18°/ha。地磁场长期变特征

（3）整体特征地心偶极子的强度和方向的缓慢变化;

地磁偶极矩以每年5%的速度减小;

磁极位置缓慢移动，即偶极矩方向缓慢变化。极性倒转的长期变化在测定岩石的剩余磁性时，发现相当一批岩石的磁化方向与现在的地磁场方向相反，于是就推测地磁场发生了180°的改变，原来的磁北极转变为磁南极，磁南极则变成了磁北极。这种现象被称为地磁极倒转或地磁场翻转。事实证明，在地球历史上确实发生过这种变化，而且还一再地发生。从1940s开始，由于军事上的需要对海底磁场进行了系统的观测，发现以大洋脊为中心，两侧对称地交替分布着正磁极性(磁极与现代的一致)与反磁极性(磁极与现代相反)的两类岩石；离扩张中心越远，岩石年龄越老。为地球科学中的板块构造理论的出现，提供了重要的依据。随着取得的资料增多，逐步建立了以不同时期地磁极翻转为主要特征的地磁年代表。一种地磁极性期平均可持续22万年(短的仅持续3万年，长的可达500万年)。每次磁极倒转过程仅持续数百年到上千年，此时表现为磁场强度大幅度减弱，磁极缓慢转动，直到完全翻转，才达到稳定。磁极倒转地磁场极性倒转的发现极大地推动了古地磁学的发展在全球广泛开展了对火山岩、沉积岩、海底和湖底沉积的古地磁测量.（黄土沉积的古地磁研究带着我国独有的特色）由此产生的“地磁极性年表”，为地质学提供了一个独立的时间标尺。磁极倒转第五节地球主磁场的变化与成因地球磁场起源地球磁场起源问题一直是一个没有解决的重大地球物理难题。大量的地磁资料，丰富的地磁现象强烈地吸引着擅长理性思维，爱好寻根问底的数学家、物理学家地球磁场：令科学家着迷地球磁场起源地磁场起源理论需回答的基本问题：为什么地球会有磁场？为什么地磁场会长期存在（至少为地球年龄的70%）？为什么地磁场中偶极子场占优势？为什么地磁场长期缓慢变化，而变化又不大？为什么平均地磁轴与地球自转轴相吻合？为什么地磁场极性会倒转而且地磁场倒转频率很大？为什么没有占优势极性？不仅解释过去，还要预言未来地磁场趋势地球磁场起源为什么其它一些行星、卫星也有磁场？这些磁场是否可以用统一机制来解释？地球磁场起源提出时间名称主要思想理论缺陷1600年永磁体学说（Gilbert）地球内部存在巨大的永磁体，由永磁体产生地球磁场地球的平均磁化强度应为80A/m，（达到天然岩石的上限）；20km~30km以下地温达到居里点（约600度），失去磁性，故要求地壳岩石磁化强度高达600A/m（不可能！）内部电流学说地球内部存在巨大的电流，形成巨大电磁体产生地球磁场未观测到这种巨大电流，而且巨大电流也会很快衰减，不会长期存在1900年电荷旋转学说地球表面和内部分别分布着符号相反、数量相等的电荷，由地球自转而形成闭合电流，由此电流产生磁场缺乏理论和实验基础1929年压电效应学说物质在超高压力下使物质中的电荷分离，电子在这样的电场中运动而产生电流和磁场理论计算出这样的磁场仅有实际球地磁场的约

10-31933年旋磁效应学说地球内的强磁物质旋转可以产生地球磁场这种旋磁效应产生的磁场只有实际地球磁场的大约

10-111939年温差电效应学说地球内部的放射性物质产生的热量，使熔融物质发生连续的不均匀对流，这样产生温差电动势和电流，由此电流产生地球磁场理论估计同样与地球磁场不符合发电机学说观测事实推论地核的主要成分是铁镍质物质——良导体外核是液态物质，而且存在对流地球在不停地地转动地核内存在电流是肯定的，电流在导体中流动可以产生磁场，地磁场会是电流在地核这个运动着的导体中流动所产生的吗？这样产生的磁场是否具有地磁场的上述特性呢？自激发电机学说圆盘相当于外核导体电流。当圆盘在磁场中旋转时，将产生感应电动势。适当选择回路的方向，则感应电流所产生的磁场有可能加强原来磁场，这样便形成自激发电机。圆盘继续旋转，电流系统持续工作。若在某一时刻，外核中存在一个初始的微弱磁场，称为“种子磁场”，那么，它有可能被自激发电机所加强并保持在一个具有较高强度的稳定状态，这就是我们观测到的地球主磁场。均匀发电盘

2000年BruceA.Buffett在巨型计算机上的模拟结果：模拟结果演示能源问题尚难定论；重要参数（如地核环流场强度、粘性）难以准确估计；地核流动状态众说纷纭…发动机理论和数值模拟需要发展完善自激发电机学说地核的运动月球无磁场（现在）第六节古地磁学简介古地磁学是地磁学的一个分支，兴起于20世纪世纪50年代，从60、70年代迅速发展。它是通过圈定岩石剩余磁化强度来研究史前地质时期地磁场及其演化规律的一门学科。物理基础是岩石磁性和地磁场轴向偶极子的假定。主要内容岩石的磁性古地磁学的基本原理古地磁学的工作方法古地磁学的研究成果及其应用物质磁性带电粒子运动物质磁性原子总磁矩：①电子轨道磁矩；②电子自旋磁矩；③原子核自旋磁矩.结构不同表现不同岩石磁性岩石磁性物质磁性结构不同

表现不同分三类：抗磁性、顺磁性、铁磁性岩石磁性抗磁性：1、本身没有净剩磁矩(1)各电子层中，电子成对出现，自旋方向相反，自旋磁矩抵消;(2)相邻轨道相互作用，抵消轨道磁矩。2、外磁场作用下，运动电子（轨道）受到罗伦茨力，绕外磁场旋进，角速度ω的方向与H相同，产生的磁场方向相反抗磁性。岩石磁性抗磁性：抗磁性是普遍的与温度无关；去掉外磁场，附加磁矩消失，即磁性消失岩石磁性顺磁性：1、电子层中，有非对称的电子，其自旋磁矩未被抵消，在作用下，转向平行；2、无外磁场时，杂乱排列，不显示磁性，有外磁场时，转向，显示顺磁性。岩石磁性顺磁性：与（绝对）温度成反比（居里定律）发展了通过磁化率测定，确定原子磁矩的重要实验方法去掉外磁场，附加磁矩消失，即磁性消失岩石磁性铁磁性：某些物质（Fe,Co,Ni）含有非成对电子，电子自旋磁矩构成原子磁矩，由于相邻原子彼此相互发生交换力的作用，迫使这些电子保持自旋平行，即使没有外磁场作用，也在局部“区域”内产生平行排列，这种磁化叫自发磁化，小区域称为“磁畴”。岩石磁性铁磁性磁化过程：（与外磁场关系，温度不变）①无外磁场作用时，各磁畴的取向混乱，不呈磁性；②施加外磁场时，磁畴结构发生变化，畴壁移动，磁畴转动，显示出宏观磁性；③当外磁场增加时，磁畴的磁化方向都接近磁场的方向，外磁场继续增加时，磁化方向趋于饱和，磁化强度不再增加；④如果减小外磁场直到零，磁化并不按原过程返回，而落后于外磁场变化，外磁场为零时，仍保留部分磁化强度（剩余磁化强度）。岩石磁性铁磁性：在很弱的外磁场中就可以被磁化到饱和对已经完全退磁的铁磁样品，在外磁场为零时，对外不显现宏观磁性温度高于居里点时，铁磁性顺磁性铁磁性的类型：三种：①铁磁性;②反铁磁性;③亚铁磁性.岩石磁性矿物的磁性：抗磁性、顺磁性、铁磁性岩石磁性铁磁性矿物：自然界中不存在纯铁磁性矿物。最重要的磁性矿物当推铁-钛氧化物。地壳中纯磁铁矿少见，大多由不同比例的铁、钛、氧组成复杂的固熔体，它是典型的亚铁磁性。磁铁矿不仅有较强的磁化率，且有较强的剩余磁性，其变化范围较大。岩石磁性岩石磁性岩石的磁性岩石的磁性与岩石中铁磁性矿物的有无、含量的多少，颗粒的大小及其分布情况直接有关。(一).沉积岩：磁性较弱。沉积岩的磁化率主要决定于副矿物(磁铁矿、磁赤铁矿、赤铁矿等）的含量及成分.(二).火成岩：1.侵入岩的磁化率随岩石的基性增强而增大；2.超基性岩磁性最强，基性、中性岩次之；3.花岗岩建造的侵入岩，磁化率不高，喷发岩磁化率变化大；4.火成岩具有明显的天然剩磁。(三).变质岩：其磁性与原来基质有关，也与生成条件有关.岩石磁性影响岩石磁性的主要因素

一般情况下，岩石的磁性是在其形成过程中获得的。由于岩石成份和形成过程的差异，岩石的磁性（磁化率）存在着很大差异。岩石磁性不仅与其矿物组成有关，而且与矿物结构构造以及所处的物理环境有关。大量岩石标本测试和统计以及岩石物理学研究结果表明，影响岩石磁性的主要因素有以下几个方面

①铁磁性矿物含量

②铁磁性矿物结构与颗粒大小

③温度、压力岩石的剩余磁性热剩余磁性化学剩余磁性沉积剩余磁性粘滞剩余磁性岩石的剩余磁性热剩余磁性：在恒定磁场作用下，岩石从居里点以上温度逐渐冷却到居里点以下，在这个过程中受磁化所获得的剩磁。岩石的剩余磁性热剩磁的特点：强度大（在弱磁场中，热剩磁比等温剩磁强几十至几百倍）。热剩磁的方向与外磁场一致。在弱磁场中热剩磁的强度正比于外磁场感应强度。热剩磁主要在居里点附近获得，且总热剩磁是各部分热剩磁之和；热退磁也服从叠加定律.有很高的稳定性稳定（磁性弛豫时间长）。岩石的剩余磁性化学剩余磁性：在一定磁场中，某些物质在低于居里温度的条件下，经过相变和化学过程所获得的剩磁。化学剩磁的特点：在弱磁场下，化学剩磁的强度正比于外磁场的感应强度。在同样的磁场中，化学剩磁的强度只有热剩磁强度的几十分之一。化学剩磁有很高的稳定性稳定（磁性弛豫时间长）。岩石的剩余磁性沉积剩余磁性（碎屑剩磁）：沉积物固积成岩后，按其碎屑的磁化方向保留下来的磁性。沉积剩磁的特点：对于球状颗粒，沉积剩磁与外磁场同向。对于长形颗粒，由于颗粒沉积后平躺，沉积剩磁的倾角较地磁场倾角小。沉积剩磁强度的大小与外磁场成正比。沉积岩中磁性物质大多来源于火成岩，其原生磁性来自热剩磁，比较稳定。其强度比热剩磁小得多。岩石的剩余磁性粘滞剩余磁性：岩石生成之后，长期处于地磁场作用下，原来定向排列的磁逐渐驰豫到地磁场方向上，所形成的剩磁。粘滞剩磁的特点：强度与时间的对数呈正比。随温度增高粘滞剩磁强度增大。岩石的剩余磁性等温剩余磁性：在常温没有加热情况下，岩石因受外部磁场的作用（如闪电等作用），获得的剩磁称等温剩余磁性。等温剩磁的特点：不稳定，其大小和方向随外磁场变化。岩石的剩余磁性岩石剩磁的类型与特点：原生剩磁:热剩磁；化学剩磁；沉积剩磁；次生剩磁:粘滞剩磁；等温剩磁岩石的剩余磁性岩石剩磁的成因：火成岩剩磁成因：热剩磁。沉积岩剩磁成因：沉积岩剩磁是通过沉积作用和成岩作用两个过程形成的，因而是沉积剩磁和化学剩磁。变质岩剩磁成因：变质岩的剩磁与其原岩有关，由火成岩变质生成的正变质岩，它可能有热剩磁；由沉积岩变质生成的副正变质岩，它可能有沉积剩磁和化学剩磁。岩石剩余磁性与古地磁学

古地磁研究是地磁学的一个重要方面。它是通过测定岩石或古代文物(砖瓦、陶器和古冶炼炉等熔烧粘土制品)的原生剩磁，来研究地质史期和人类文明史期的古地磁场方向、强度及其演变规律。它已发展成为地学中重要的一门分支学科——古地磁学。一、古地磁学的两个基本前提稳定的原生剩余磁化强度岩石的原生剩磁方向与岩石形成时的地磁场方向一致，且强度呈正比，所以研究岩石的原生剩磁就能推测岩石形成时的地磁场特征。古地磁学基础2.轴向地心偶极子场假说

按偶极子公式，磁倾角I与磁纬度，磁余纬度

的关系为：在地面任意点，如果测得古地磁岩石标本原生剩磁的磁倾角I后，可由上式计算出岩石形成时的磁纬度，磁余纬度，再根据该点的剩磁偏角D，可计算出采样地点的古地磁极的位置，这样确定的磁极称为虚地磁极（VGP）。古地磁学基础已知观测点S地理经纬度为(,),

地理北极GP、虚地磁极P和观测点S三点组成球面三角形，根据余弦定理和正弦定理，虚地磁极P的地理经纬度由下列方程组决定：

由观测点测得标本原生剩磁磁倾角I后，可由①式计算出岩石形成时的磁余纬度，再根据该点的剩磁偏角D，由②式计算出虚地磁极P的地理经纬度。

古地磁极古地磁极虚地磁极VGP是任一瞬时古地磁场方向计算出的磁极位置。若在计算使用“足够长”时间地磁场方向的平均值，则计算出古地磁极。若将某一稳定地块上各地质历史时期的古地磁极位置绘在地理坐标图上，并连成一条曲线或一个带，即为古地磁极移曲线。假定地块固定，而认为极在移动，则它不是地磁极的真实运动，故称为视极移曲线。在作古地磁研究时，通常在每一观测点采集不同年龄的系列标本，且按以万年计算的间隔大致均匀分布，有时也可按几百万年间隔计算。南美、非洲大陆的视极移曲线

通过测定岩石中的剩磁来确定古地磁场的强度。测量岩石剩磁最常用的仪器是旋转磁力仪和超导磁力仪。古地磁场强度的测定在弱磁场中（与地磁场相当）所产生的任何类型剩磁强度与该磁化场成正比。设古地磁场强度为BP，天然剩磁的强度为Jn，在实验室里，将标本在已知弱磁场BT中加热后冷却，获得总热剩磁JT。若自岩石形成以来其磁性没有改变，利用正比规律，有：古地磁场强度的测定实际测量推算古地磁场强度的过程远比这复杂得多，通常需要采用逐步加热法，即逐步加热退去样品在各个温度区间的部分天然剩余磁性样品（NRM），并产生各温度区间的部分热剩余磁性（TRM），根据NRM/TRM的比值确定古地磁场强度值，俗称特利埃法。古地磁场强度的测定古地磁研究最基本的工作是确定岩石的剩磁方向和强度，包括下列几项工作：采集古地磁标本剩余磁性测定剩余磁性稳定性的检验及原生剩磁的判定数据的统计整理等工作古地磁学的工作方法一、标本的采集古地磁研究的基础工作是要从被研究的岩石单元采集一套空间定向的标本。对于天然剩磁不太强的岩石露头可用一般罗盘定向。而对于那些天然剩磁比较强的岩石露头，需要用太阳罗盘定向。如果收集的岩石标本是经过变形的（如倾斜层如倾斜层），则还要标出由层理指示的原始水平面。一个采样单元应有一定数量的采样点，这些采样点的位置应尽可能均匀分布于该单元岩层所代表的整段时代。每一个采样点要采集几个标本,每块标本又要加工成几个标准尺寸的样品。这样测得的样品天然剩磁尽可能减小由层面产状定向、标本定向、标本各向异性及样品加工过程中产生的误差。二、剩余磁性的测定测量岩石剩磁最常用的仪器是旋转磁力仪和超导磁力仪。热退磁、交变退磁。三、剩余磁性稳定性的检验及原生剩磁的判定

岩石剩余磁性稳定性是指岩石保持所获得的某种剩余磁性的能力。大多数岩石的天然剩余磁性包含稳定的和不稳定的两种成分。一般情况下原生剩磁比次生剩磁具有较强的稳定性。稳定的剩余磁性也可能是后来获得的。剩磁稳定性检验包括野外检验和实验室检验。野外检验可通过剩磁方向的一致性法、褶皱法、烘烤接触法、砾岩法、倒转法等几种方法来进行。褶皱法的原理为：如果在褶皱岩层的不同部位上，所采样品的天然剩磁方向彼此不同，并做了倾角校正（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，天然剩磁的方向变为一致，说明天然剩磁是在岩层褶皱前获得的。否则，表明剩磁是次生的。实验室热退磁法是将岩样放在无磁空间通过逐步加热和冷却的办法逐步退掉不同阻挡温度磁畴的磁性。热退磁一般多用于沉积岩的退磁，含大量赤铁矿的岩石，如红色砂岩。在无磁空间将岩样放在交变磁场中，选择一个Bmax值，然后平缓地减小到零。岩样中矫顽力小于于Bmax的剩磁都被退掉了样品中保留下来的剩磁是由矫顽，样品中保留下来的剩磁是由矫顽力大于Bmax的磁畴组成。交变退磁比较适于火成岩。因为火成岩的磁性矿物主要是磁铁矿，它的矫顽力较低，目前的仪器能够产生这样强的交变磁场。沉积岩中常见的赤铁矿的矫顽力有时高，产生强的交变磁场目前还比较困难，所以常用热退磁。在红色沉积岩中，碎屑颗粒和胶结物中的赤铁矿都可能获得化学剩磁，但获得的时间可能不同。热退磁和交变退磁无法将它们分离开来，这时可用化学退磁的方法。该方法是将岩样放在酸中浸泡，清除了胶结物，碎屑颗粒的剩磁便可分离出来。四、数据的统计整理

首先求出统计单元的剩磁平均方向。剩余磁化强度矢量可以使用标准的矢量代数方法求平均方向。即求出平均的剩磁偏角和倾角。然后，依据轴向地心偶极子场的假设前提下，将剩磁偏角和倾角代入相关的公式求出采样点的古纬度及其古地磁极位置。古地磁强度的研究古地磁学的研究成果及其应用近万年来地球地球磁矩的变化偶极矩变化似乎有8000年的周期古地磁强度的研究古地磁学的研究成果及其应用在二十五亿年前地核就已形成，且有足够大小古地磁场的平均性质古地磁学的研究成果及其应用现代地磁场的基本场是地心偶极子场，地磁轴与地理轴相交11.5度，即现代地磁场不是轴向场。古地磁场是轴向地心偶极子场。深海沉积物也有剩余磁性，剩磁的方向记录着形成这些沉积物时地磁场的方向，深海沉积的速度极为缓慢，约1-10毫米／千年。所以长10m的海底沉积物记录着几百万年的地磁场历史。由于从岩芯上取下来的测试样品几毫米的长度，就代表了几千年的沉积过程，它的剩磁方向是几千年的平均方向，就是说地磁场的长期变化被平均掉了。上图是测定2Ma深海沉积岩芯的磁倾角结果，其与按轴向地心偶极子计算的理论倾角吻合很好，说明2Ma年以来地磁场仍具轴向偶极子场的特征。对世界两千万年（第三纪中新世以来）来火山岩的观测结果，求得一千多个古地磁极。图中古地磁极是以地理极为中心分布的。就平均而言两千万年来古地磁场是轴向地心偶极子场。同一时间地球就只有一个地磁极或地理极，就像由各大陆近代熔岩所求出的地磁极坐落在地理极附近一样，反之，各大陆之间地磁极的明显不整合，表明大陆之间发生过平移或旋转。视极移路线是研究大陆漂移的重要证据，从视极移曲线不仅可以了解大陆的移动和移动的方向，还可以从各大陆的视极移路线了解它们之间原生的相互关系以及分离漂移的时代。古地磁场的极移

南美、非洲大陆的视极移路线

将南美和非洲两大陆的视极移线（南磁极）画在同一张图上，两条视极移路线明显地不重合，但是两条路线的趋势十分相似，都是从赤道附近随着年代由老到新渐渐靠拢，最终相交于南磁极。南美视极移路线始终是在非洲的西部，正像南美大陆位于非洲大陆之西一样。如果将非洲大陆固定不动，按照大陆架的形态，将美洲大陆向东移动，与非洲大陆拟合，它的视极移路线也随之东移，中生代以前两大陆的视极移路线基本吻合，中生代以后的视极移路线却分道扬镳了。这一古地磁研究成果证明，南美大陆在古生代时是连在一起的，当时并不存在大西洋。中生代（侏罗纪）开始分裂，南美大陆向西漂移，并兼有顺时针方向的旋转，形成了现今两大陆的分布状态。

地球磁场极性反转

地磁场的反转是古地磁研究取得的重要成果之一。1906年布容在法国首次发现了反向磁化反向磁化（与现代地磁场方向相反的岩石）。三十年代，松山发现日本第三纪以后的岩石约50％是反向磁化。这是由于地磁场在地质时期内发生了多次的极性反转造成的。正常和反转磁化岩石各占50％左右，说明地磁场具有任一极性的几率是相等的。地质学上的应用古纬度的应用古地磁学的研究成果及其应用各时代油田的古纬度和现纬度对各时代的油田来说，当古纬度大于40º时，发现的机会很小，古纬度超过60º时，几乎没有希望。研究地质构造变动古地磁学的研究成果及其应用岩石形成时获得原生剩磁以后，如果发生构造运动，致使处于构造不同部位的岩石之间改变了它们生成时期的相对位置。这样，保存在岩石中和稳定的原生剩磁也随着岩石载体一起改变其空间位置。如果我们测定现代处于构造各个不同部位的岩石中的稳定剩磁方向，找出它们之间方向相对变化的规律，就可以反过来推断和验证该构造运动发生的方式和方向。郯城—庐江深大断裂，多数学者认为它是左旋平移断层。但是，对平移的时间和距离，却有不同的看法。对断裂带东西两侧的寒武纪、侏罗纪地层进行的古地磁测量。断裂带东侧，复县早寒武世磁偏角338°

，五莲晚侏罗世磁偏角7°，说明后者相对者顺时针旋转29°。断裂带西侧宿县早寒武世磁偏角42°，霍山晚侏罗世偏角17°，则后者较前者逆时针旋转25°。上述表明，断裂带两侧地壳各自有独立的运动方式，至少在侏罗纪前，两侧地层已发生过相对运动。研究岩石年代如果掌握了地磁场随时间的变化规律，就能用它提供岩石年龄的资料。但由于长期变化、次生磁化、构造变动等因素对剩磁测定精度的限制，用古地磁方法确定岩石年龄要比古生物、放射性测定等方法差。但象火成岩、红层等由于缺少化石，或不能利用放射性测定，这时古地磁方法起一定作用。目前用古地磁确定岩石时代的方法有以下几种：①利用长期变化对比岩层的时代。②利用剩磁平均方向对比岩层时代。③利用视极移路线对比岩层的时代。④利用极性倒转对比岩层时代。地球的变化磁场（地磁场的短期变化）是指地磁场中随时间变化较快的那部分磁场。主要起因：地球外部各种电流体系分类：①平静变化②扰动变化地磁场短期变化变化特征：（1）平静变化，周期性的变化，平缓有规律；（2）扰动变化，偶然发生，短暂而复杂，变化幅度可以很强烈，也有很小。变化磁场的获得地球变化磁场大小可定义为地磁场强度的实测值和它的月均值或年均值的差值。地磁场短期变化（1）平静变化太阳日变化和太阴日变化（很小，忽略）太阳日变化24小时为一周期地磁日变地磁场短期变化太阳日变化平均变化幅度为几纳特至几十纳特24小时为一周期；变化依赖地方时，同一磁纬度，变化形态和幅值很相似；同一经度不同纬度，变化差异很大；白天变化大，夜晚变化小；夏季的变化幅度大，冬季的幅度最小，春秋居中。变化依赖于地方太阴时；半个太阴日为变化的周期；变化非常微弱,H或Z分量的最大振幅只有1～2nT。变化的极值出现时刻在一个朔望月中是逐日变化的；变化幅度是随纬度而改变的。太阴日变化磁扰（幅度大的称磁暴）：无周期，变化范围大，（磁暴往往是全球性的，持续时间为几小时～几天

）。地磁脉动：地磁场的微扰变化，具有准周期扰动变化地磁脉动地电场大地电场：是大气层中的各种电流体系在地球内部所产生的感应电场

自然电场：是地壳中的某些物理、化学作用引起的电场

场的分布特点：大地电场：分布范围大，变化梯度小自然电场：分布范围小，变化梯度大第七节地球电场及电性分布大地电场的测量方法MNR单位：毫伏/公里记录点：MN中点

R<<接地电阻矢量观测：xyz

由于MN见的电场信号微弱，一般取MN较大，为了减少干扰信号，要求R很大大地电磁场的极化现象

大地电场的变化可分为两大类：一类是地电场的平静变化，另一类是地电场的干扰变化。平静变化是连续出现的，具有确定的周期性。大地电场不仅幅度随时间变化，方向也是不断改变的。在某段时间内，如果将在南北和东西两个方向测得的电场之合成矢量端点连成一条曲线，当该曲线近似成一条直线时，则称为线性极化；不规则时称为非线性极化。大地电场的分类大地电场平静变化电场干扰变化电场静日地电日变化场（周期为1天）高频地电变化（周期为0.0001—1秒）地电脉动（周期为0.2—1000秒）地电湾扰（没有周期性，变化时间1—3小时扰日地电变化（周期为1天）地电暴（独特形式，变化时间1—3天）地电日变化静日地电日变化扰日地电日变化地电微变化（短周期，幅度小）高频地电变化地电脉动大地电场的起源地电变化

引起场源地电日变化：1、静日地电日变化2、扰日地电日变化地电日变化的场源是分布在电离层中的电流系。静日地电日变化的电流系主要分布在中、低纬度区的上空，高度为100km。扰日地电日变化的场源主要分布在高纬度地区的上空，高度为300公里高频地电变化对流层中的雷电产生，主要分布在赤道上空8公里地电脉动太阳辐射的带电粒子一方面绕着地磁场的磁力线运动，另一方面还沿着磁力线的方向在两极之间往返振荡，带电粒子的这种运动所产生的电磁效应是电磁脉动的场源地电湾扰地电暴由太阳辐射产生的高速带电粒子流，在电磁场作用下，在高度约为300km的极区电离层形成电流系，并在距离地心约5～7个地球半径的远处形成一个赤道电流环，它们分别是地电湾扰和地电暴的场源1、形态特性

E与H间存在相位差形态不是简谐波（含有多种谐波）地电日变化半日波强，全日波弱地磁日变化半日波弱，全日波强地电日变化2、时间特性年变化、季节变化（周期1年