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第六章
磁性矿物
（
Lisa
Tauxe
著，刘青松译）
推荐读物
Evans & Heller
(2003)
和
Dunlop &
?
zdemir
(1997)
两部专著的第三章
6.1
前言
古地磁学研究的核心内容就是确定由何种磁性矿物携带剩磁以及揭示岩石是如何被磁化的
。为了理
解这些问题，我们需要了解自然界重要磁性矿物的种类、鉴定特征、形成过程以
及它们的磁性特征。本
章中，我们要讨论一些与地质过程密切相关的重要磁性矿物。表<
/p>
6.1
列举了一些主要磁性矿物的磁学性
质。
铁
是太阳系中含量最高的过渡元素。
因此，
大部分古地磁研究涉及
与铁有关的各种磁性矿物，
例如：
铁镍合金（它对地球以外的行
星磁场研究特别重要），铁氧化物（诸如磁铁矿、磁赤铁矿和赤铁矿
)
< br>，铁
的氢氧化物（
iron-oxyhydroxide
，如针铁矿），以及铁硫化物（如胶黄铁矿和黄铁矿）。因为地球上铁
< br>镍合金非常稀少，所以我们只重点讨论后面的几种。
6.2
铁氧化物
图
6.1
：
铁氧化物的三元成分图
(
修改自
O’Reilly, 1984)。带箭
头的虚线表示氧化程度（
z
）增加的方
向。实线代表固溶体系列。
古地磁学研究中有两种重要的固溶体系列，
< br>即钛铁尖晶石
磁铁矿
（ulv?spinel
magnetite
）
系列
2+
3+
和钛铁矿
赤铁矿（
ilmenite
hematite
）系列（见
图
6.1
）。在这个三元图中，
Fe<
/p>
在最左端，
Fe
在
4+
最右边，
Ti
在最顶端。
相关的氧化物为
FeO
（方铁矿
wustite
）
，
Fe<
/p>
2
O
3
（赤铁矿
或磁赤铁矿）
和
TiO
2
（金
红石
rutile
）。
在三元图中的每一点都代表三种阳离子的组合。每一个实箭头（标记为钛磁铁矿
tita
nomagnetite
和赤钛铁矿
hemoilmenite
）代表在磁铁矿和赤铁矿的晶体中钛的含量逐渐增加。在钛
磁铁
矿中钛的含量用
x
表示，而在赤钛铁矿中则用
< br>y
代表。
x
和
< br>y
的值在
0
（对应于磁铁矿或赤
铁矿）
和
1
（对应于钛铁尖晶石或钛铁
矿）之间。
钛磁铁矿（
Fe
3-x
Ti
x
O
4
）
在前面有关岩石磁学的章节中，我们讨论了磁铁矿。在第四章中提到，磁铁矿
(Fe
3
O
4
)
具有反尖晶
石结构
(AB
2
O
4
)
。氧原子构成一个面心立方晶格，阳离子充填于八面体或者四面体结构中。每一个单位晶
2-
3+
2+
胞具有四个四
面体位置
(A)
和八个八面体位置
(B
)
。四个氧离子
(O
)
，两个
Fe
离子和一个
Fe<
/p>
离子达到
3+
2+
电荷平衡。
Fe
有
5
个未配对电子，
Fe
则有四个。每一个未配对电子都携
带一玻尔磁子
(Bohr
magneton,
m
b
)
。二价铁离子都充填
在在八面体位置，而三价铁离子则均匀分布在八面体位置和和四面体位置，因此
3+
3+
2+
磁铁矿的结构式可以表达为
Fe
Fe
Fe
O
4
。
A
区和
B
区的电子自旋反向平行排列，
磁铁矿表现为
亚铁
磁性。因此，
0 K
时每个磁铁矿
分子的净磁化强度是
(9
5=4)
m
b
。
钛
磁
铁
矿
（
titanomagnetite
）
可
以
作
为
主
要
矿
物
产
于
火
< br>成
岩
中
。
赤
铁
矿
以
及
赤
钛
铁
矿
（
hemoilmenite
）系列中的矿
物也可通过高温氧化过程形成。沉积物的磁铁矿通常是碎屑成因，但也可
以通过细菌活动
或自生成岩作用中形成。
4+
4+
Ti
离子没有未配对的电子，因此
Ti
离子替代其他阳离子对钛磁铁矿的磁学性质有深刻的影响。
4+
Ti
替代一个三价铁离子，
为了保持电荷平衡，
另外一个三价铁离子变成二价铁离子。
这一固溶体系列的
终端产物是：
磁铁矿
magnetite
3+
3+
2+
Fe
Fe
Fe
O
4
x
=0
钛铁尖晶石
ulv?spinel
<
/p>
2+
2+
4+
F
e
Fe
Ti
O
4
x
=1
钛铁尖晶石具有反磁性，因为其
A<
/p>
区和
B
区具有相同的净磁矩。当
x
在
0
和
1
之间时，我们称之
为钛磁铁矿。如果
x
=0.6
，相应的矿物叫做
TM60
。
< br>4+
钛含量（
x
）对钛磁铁矿性
质的影响如图
6.2
。因为
Ti
没有未配对电子，钛磁铁矿的饱和磁化强
度随着
x
的增加而减小
(
图
6.2a)
，但是晶胞
(cell dimensio
ns)
随
x
的增加而增大
(
图
6.2b)
，同时导致
居里温度降低
(
图
6.2c)
。其矫顽力也会稍微增加
(
未显示
)
。
磁铁矿具有较大的饱和磁化强度<
/p>
(
M
s
)
，因此它受形状各向异性的控制。尽管如此，磁晶各向异性
(magn
etocrystalline
anisotropy)
也能
够用来检测磁铁矿的存在。磁晶各向异性能是温度的函数。当从
0
K
增温到大约
120
K
，磁晶各向异性常数受温度的强烈影响。从绝对零度升温到约
100
C
，磁晶各向
异性常数
的变化可以导致磁化强度的急剧降低，叫做
Verwey
转换<
/p>
(Verwey transition)(
见第四章
)
。
Verwey
转换的
存在意味着剩磁由磁晶各向异性控制。此外，氧化程度对
Verwey
< br>转换温度的影响较大，
磁赤铁矿化甚至能够完全压制这一转换
(
见
Dunlop &
?
zdemir,
1997)
。
值得注意的是，自然界中的钛磁铁矿经常含有杂质
(
通常是
Al, Ma, Cr
等
)
。这些杂质也会对钛磁
3+
铁矿的磁学性质产生影
响。如果有
10%
的
Al
替代进入钛磁铁矿的晶格中，
它的
M
s
就会降低
25%
，
同时居
2+
里温度降低约
50
C
。如果
TM60
的晶格中有
Mg
替代，它的
M
s
会降低约
15%
< br>。
图
6.2
：钛磁铁矿的性质随着含钛量的变化
.
x
代表钛含量。
a) <
/p>
磁化强度的变化，用每个单位晶胞的玻
尔磁子表示。
b)
晶格大小的变化。
c)
居里温度的变化。
(
数据来源于
O
’Reilly, 1984)。
6.2.1
赤铁矿
-
钛铁矿系列（
Fe
2-y
Ti
y
O
3
）
赤
铁
矿
具
有
刚
玉
结
构
(
见
< br>图
6.3)
。
它
为
菱
面
体
(rhombohedral)
结
构
，
并
有
假
劈
理
(pseudocleavage)(
垂直于晶体
c
轴
)
< br>。赤铁矿为反铁磁性
(antiferromagnetism)
，并具有由于自旋斜交
(spin-canting)
或
者
缺
陷
铁<
/p>
磁
性
(defect
< br>ferromagnetism)
造
成
< br>的
微
弱
的
寄
生
铁
磁
性
(parasitic
ferromagnetism)
。因为赤铁矿的磁化强度实质是斜交反铁磁性
(spin
canted
antiferromagnetism)
，因
此
其
磁
化
强
度
消
失
的
温
度
点
被
称
为
“
尼
尔
温
度
”
(N
é
e
l
temperature)
，而
不
是
居
里
温
度
(Curie
temperature
)
。居里温度这一术语仅仅是对于狭义上的铁磁性矿物而言。赤铁矿的尼尔温度大约是<
/p>
685
C
。
当温度大于约
10
< br>C(Morin
转换
)
，
受控于晶体结构，
磁化强度垂直于晶体
c
轴，
或者在基面
(basal
plane)
内。在
Morin
< br>转换温度以下，自旋斜交
(spin-canting)
消失，并且磁化强度平行于
c
轴。这一效
应可以用来对自旋斜交
(spin-canting)
控制的
颗粒进行退磁，但是这一过程对那些缺陷磁矩
(defect
moments)
控制的颗粒不起作用。大部分在低温下形成的赤铁矿的磁化强度为缺陷
磁矩
(defect moments)
控制，因此，许多岩石
的剩磁并没有
Morin
转换。
赤铁矿在被氧化的沉积物中广泛存在，尤其是红层的主要磁性
载体。它也作为一种高温氧化产物
存在于某些火成岩中。根据它的颗粒大小，以及其它因
素，它的颜色可以是黑色
(
镜铁矿
sp
ecularite)
或者红色
(
作为
染色剂
)
。赤铁矿的主要磁学性质见表
6.1
。
在矿物晶格中钛的替代作用对赤铁矿磁学性质的影响比磁铁矿的要大得多。当
y
=0
时，赤铁矿为
斜交反铁磁性。但是当
y
=0.45
时，变为亚铁磁性
(
见图
6.4a)
。这是因
为，对于少量的替代，
Ti
和
Fe
均匀分布在晶格中。当
y
>0.45
，
Ti
优先占据一个阳离子层。因为
Ti
没有净磁矩，可以想象两个子晶格
（
sub-
lattice
）中的磁矩不再相等，从而造成亚铁磁性。
6.2.2
固溶体系列（
solid solution
series
）
在
< br>600
C
以上，
在磁铁矿和钛铁
尖晶石以及赤铁矿和钛铁矿之间为完全的固溶体。
随着温度降低，
钛铁矿和钛赤铁矿出溶（
exolve
）形成富钛和贫钛的片
晶
(
见图
6.5)
。如果温度下降得太快，出溶过程
就会被抑制，从而形成大量亚稳定的晶体，其
x
、
y
值为中等<
/p>
(intermediate)
值。对于洋壳磁铁矿，其常
见的一个成分就是
TM60
（图
6.1
中绿色圆点）。
对于钛赤铁矿，当其具有中等的
y
值时
，其具有比较特殊的古地磁学性质。在高温时，存在一种
固溶体，但是当温度降低时，晶
体会出溶为富含和贫钛成分的片晶（图
6.6
）。图
6.4
表示钛赤铁矿的
饱和磁化强度和尼尔温度随
着钛含量增加的变化特征。对于一定的初始液态组分（
initial liquid
compositions
），那些出溶片晶具有富钛和贫钛条
带相间排列的特征。如果富钛条带具有较高的磁化强
度但是较低的居里温度，
那么贫钛的条带会首先被磁化。
随着温度降低，
当
达到富钛条带的居里温度时，
富钛条带就会受到贫钛条带的退磁场影响而被磁化，从而获
得一个与外场反向的剩磁。由于富钛条带具
有较高的磁化强度，
因此，
其净
NRM
也将与外场平行但方
向相反，
即岩石将会自反向
（
self
-reversed
）
。
幸运的是，这
一现象在自然界中并不常见。
4+
图<
/p>
6.3
：赤铁矿。
a)
镜铁矿的照片。
b)
赤铁矿的晶体结
构。
c)
与
b)
相同但是旋转了
90
度。
图
6.4
：
钛赤铁矿系列的性质随着钛成分的变化特征。
a)
饱和磁化强度
。
b)
尼尔温度。
(
修改自
Butler,
1992)
。
图
6.5
：
FeTi
氧化物的相图。
x
和
y
表示成分。实线之上为完全固溶体。只有当温
度低于实线时，出溶
才会发生。
a)
钛磁铁矿系列。
b)
钛赤铁矿系列。
(
修改自
Dunlop &
?
zdemir,
1997)
。
图
6.6
：
钛赤铁
矿出溶片晶的显微照片。
深色条带为富钛部分
（具有较高的磁化
强度和较低的居里温度）
，
浅色条带为贫钛部分（具有较低的磁
化强度和较高的居里温度）。
（修改自
Maher
&
Thompson,
1999
）。
6.2.3 (
< br>钛
)
磁铁矿氧化为
(
钛
)
磁赤铁矿
很多矿物在形成时与当时的环境达到平衡
（例如冷却的熔岩流内部）
，
随后又经历不同的环境
（例
如洋底环境变化以及地表风化作用）。这些矿物为了与新环境达到新的平衡状态而不得不发生变化。相
对于原来的环境，
新环境常常更具氧化性，
因此矿物成分倾向于沿着图
6.1
虚线所代表的过程发生变
化。
氧化程度用
z
来表示。
从理论上讲，虽然磁铁矿和钛铁尖晶石之间存
在固溶体，但是自然界中这两种矿物共生的现象并
不常见。这是因为，在熔体中钛磁铁矿
与氧气作用形成含钛铁矿的低钛磁铁矿。这种形式的氧化叫做岩
浆后期氧化（
deuteric oxidation
）。
2+
3+
低
温氧化过程中，
Fe
从
(
钛
)
磁铁矿的晶体结构中释放出来，并在晶体表面氧
化为
Fe
，从而导致
一种单相的尖晶石
（钛磁铁矿）转化为另一种新的单相的尖晶石（钛磁赤铁矿）。钛磁赤铁矿是一种缺
乏阳
离子（
cation-deficient
）的反尖晶石。图<
/p>
6.7
显示了一个正在被氧化成磁赤铁矿的磁铁矿晶体。
2+
3+
Fe
氧化为<
/p>
Fe
使得晶体体积减小，这会在磁铁矿晶体表面形成特征的裂痕，
同时磁化强度也降低。但是
由于晶胞收缩，单位晶胞更紧密，使得居里温度升高。对于<
/p>
TM60
，这些变化趋势如图
6.8
所示。磁赤铁
矿化还能使得
Verwey<
/p>
转换温度显著降低（图
6.9
）。
(
钛
)
磁赤铁矿的结构处于亚稳定状态，因而会转化为更加稳定的、等化学的<
/p>
(
钛
)
赤铁矿，
或者还
原为磁铁矿。
Fe
2
O
3
的两种状态从符号上可以加以区分，前缀
和
分别代表磁赤铁矿和赤铁矿。自然界
中形
成的磁赤铁矿通常在大约
350
C
完全
转化为赤铁矿，
但是它也能在更高的温度存在
（更详细的资料<
/p>
见
Dunlop &
?
zdemir, 1997
）。另外
一种更普遍的形式是再磁铁矿外部氧化为形成磁赤铁矿外壳，而内
核仍旧是磁铁矿。
图
6.7
：
一个正在经
历磁赤铁矿化的磁铁矿晶体
(
约
30<
/p>
微米
)
。
因为体
积的变化，
部分晶体出现裂痕。
(
图<
/p>
片来自
Gapeyev
和
Tsel’movich, 1988)。