曹新文，孫知明，黃寶春，李海兵

1 自然資源部古地磁與古構造重建重點實驗室，中國地質科學院地質力學研究所，北京 100081 2 北京大學地球與空間科學學院，教育部造山帶與構造演化重點實驗室，北京 100871 3 自然資源部深地動力學重點實驗室，中國地質科學院地質研究所，北京 100037

0 引言

磁化率各向異性(anisotropy of magnetic susceptibility，AMS)作為一種地球物理學方法，因其數(shù)據(jù)獲取具有快速、無損等優(yōu)點，已廣泛應用于造山帶巖石構造變形和古應力恢復(Borradaile and Henry, 1997；Parés, 2015)、沉積物古水流方向以及火山熔巖流向的確定(Gurioli et al., 2005； Cifelli et al., 2015)等.但是，AMS數(shù)據(jù)的準確解釋對巖石磁學、構造地質學以及沉積學等多學科知識不斷提出更高的要求(Borradaile and Jackson, 2004).AMS是巖石中鐵磁性(廣義)、順磁性和抗磁性礦物共同作用的結果，大量研究表明AMS與巖石變形特征研究的關鍵工作之一就是對主要巖石磁化率貢獻的磁性礦物進行確定(Tarling and Hrouda, 1993).通常巖石中磁性礦物得不到準確的確定，獲得的AMS結果很難準確解釋其構造意義(Borradaile et al., 1986; Richter and van der Pluijm, 1994).

目前最常用的AGICO公司卡帕橋磁化率測量儀器獲取的AMS主要是低場(～200-400 A·m-1)(Richter and van der Pluijm, 1994)下所有磁性礦物組構的綜合的響應，其中有抗磁性、順磁性以及鐵磁性(廣義)礦物的貢獻.大量研究發(fā)現(xiàn)巖石中不同磁性礦物組成對AMS的貢獻通常具有不同的構造意義，主要有以下幾點:(1)不同磁性礦物形成的時間、溫度、應力條件存在差異，由此產(chǎn)生的磁組構類型所對應的構造事件也不同(Martín-Hernández and Ferré, 2007)；(2)順磁性礦物單晶AMS研究發(fā)現(xiàn)其中存在大量的鐵磁性的包裹體，這些包裹體的存在會極大影響晶體結構與AMS主軸之間的幾何關系(Owens and Bamford, 1976; Zapletal, 1990; Borradaile, 1994; Lagroix and Borradaile, 2000; Martín-Hernández and Hirt, 2003)；(3)成巖后期的次生環(huán)境下形成的鐵磁性礦物，其磁組構多反映后期變形(Martín-Hernández and Ferré, 2007)，通常有原生鐵磁性礦物發(fā)生氧化(磁鐵礦與赤鐵礦之間的轉化)(Just et al., 2004)以及鐵的氧化埋藏過程中礦物的熱蝕變(針鐵礦與赤鐵礦的轉變)等；(4)以磁鐵礦主導AMS的巖石的組構類型還與其磁疇狀態(tài)密切相關，如單疇磁鐵礦會形成反轉磁組構，在構造解釋時需要進行詳細的巖石磁學工作(Ferré, 2002).目前國內大多數(shù)的研究主要專注于AMS優(yōu)選方向的獲取(Zhou et al., 2003;曾聯(lián)波和漆家福, 2007; 賈東等, 2007; 李震宇等, 2010; 高亮等, 2014; 陳應濤等, 2019).雖然也有一些文章介紹了磁組構與巖石變形特征之間的關系(潘永信和朱日祥, 2005; 王開等，2017)，但是在深入探討磁組構來源和分離的研究工作較少.

因此，AMS與巖石變形特征詳細的研究需要充分考慮巖石中磁性礦物的類型、含量、晶體形態(tài)等特征，這些特征通常與巖石的成巖環(huán)境、構造變形等過程的溫度、壓力、化學活動流體的流入流出等密切相關.多種磁性礦物組分對AMS均有貢獻時，有必要將不同類型的磁性礦物對AMS的貢獻分離出來，分別獲取其中不同的構造信息.所以，當樣品中存在多種磁性礦物對AMS有貢獻時，很難再根據(jù)一種礦物對AMS的貢獻簡單地分析巖石變形特征(Rochette et al., 1992).因此，很早就有AMS與巖石構造變形的研究開始專注AMS的分離工作，其中主要包括順磁性礦物與鐵磁性礦物混合時如何將順磁性礦物和鐵(亞鐵)磁性礦物對AMS的貢獻進行分離，以及在只有順磁性礦物為主的巖石中如何區(qū)分不同種類順磁性礦物對AMS貢獻在構造應力分析中的作用(McCabe et al., 1985; Jackson, 1991; Richter and van der Pluijm, 1994; Martín-Hernández and Hirt, 2004; Marcén et al., 2018).另外，常見磁性礦物單晶的磁組構和巖石磁學特征對深入探討多組分磁性組成的組構與應力變化具有重要理論意義，國外已有學者進行了相關研究(Martín-Hernández and Hirt, 2003; Haerinck et al., 2013; Biedermann et al., 2015; Hirt and Biedermann, 2019).

盡管目前還沒有技術方法能夠實現(xiàn)通過一次測量獲得巖石內部抗磁性、順磁性、鐵磁性(廣義)成分對AMS的各自貢獻以及優(yōu)選方向.但已有許多研究報道了能夠實現(xiàn)一些常見磁性礦物組合的磁組構分離的研究方法，主要有非磁滯剩磁各向異性(anisotropy of anhysteretic remanent magnetization，AARM)和部分非磁滯剩磁各向異性(anisotropy of partial anhysteretic remanent magnetization，pAARM)(McCabe et al., 1985; Jackson, 1991; Werner and Borradaile, 1996; Aubourg and Robion, 2002; Raposo and Berquó, 2008; Finn and Coe, 2020)、低溫(77 K)磁組構(LT-AMS)(Schultz-Krutisch and Heller, 1985; Richter and van der Pluijm, 1994; Harrison and Onasch, 2000; Schmidt et al., 2007a; Parés and van der Pluijm, 2014; Marcén et al., 2018)、高場與低場磁組構(HF-AMS和LF-AMS)(Richter and van der Pluijm, 1994; Martín-Hernández and Hirt, 2001, 2004; Schmidt et al., 2007b)、等溫剩磁各向異性(anisotropy of isothermal remanent magnetization, AIRM)(Borradaile and Dehls, 1993; Marcén et al., 2018)等.雖然不同方法在實現(xiàn)巖石不同磁組構類型的分離中也存在一定的局限性，但是，對于實際樣品的磁性礦物是具有一定的方法優(yōu)勢，這也對獲取不同磁性礦物在記錄巖石變形過程的演化和AMS獲得機制方面具有重要意義.

本文綜述了近年來國內外不同學者提出的各種磁組構分離方法的理論創(chuàng)新與應用實踐，各種磁組構分離方法將為解決常規(guī)磁組構結果應用于傳統(tǒng)構造變形分析時存在的局限性與復雜性提供新的研究方法與思路.

1 磁組構起源

1.1 磁組構與剩磁組構

廣義上的磁組構(AMS)包括磁化率各向異性(AMS)、非磁滯剩磁各向異性(AARM)、等溫剩磁各向異性(AIRM)(Stephenson et al., 1986)和熱剩磁各向異性(anisotropy of thermal remanent magnetization，ATRM)等(Cogné, 1987; Borradaile and Henry, 1997).目前，AIRM的獲取主要見于古地磁研究中磁傾角淺化(Tan et al., 2003)和古地磁場強度數(shù)據(jù)的矯正(Jackson and Tauxe, 1991; Biedermann et al., 2019b)，也可以用于獲得巖石中高矯頑力磁性礦物顆粒的組構信息(Biedermann et al., 2019a).由于實際中AMS結合AARM和低溫AMS在巖石變形研究中最為常用，本文將重點予以討論.

大量研究表明變形巖石的AMS起源于巖石內部磁性礦物的形狀優(yōu)選(shape preferred orientation, SPO)和晶格優(yōu)選(lattice preferred orientation，LPO)(Tarling and Hrouda, 1993; Borradaile, 2001; Borradaile and Jackson, 2004)，巖石的成巖過程以及后期構造的應力作用、熱液流體的侵入等地質過程是引起磁性礦物的SPO和LPO變化的主要因素.根據(jù)物理學定義，材料的磁化強度矢量(M)包括兩部分即感應磁化強度(Mi)和剩余磁化強度(Mr)，式(1).感應磁化強度Mi與感應磁場H的比值即我們實驗條件所測的磁化率，式(2)；剩磁磁化率kr為剩磁磁化強度Mr與對應的感應磁場H的比值，式(3).

M=Mi+Mr,

(1)

Mi=·H,

(2)

Mr=kr·H.

(3)

如圖1a對于磁無序的材料，如順磁性礦物和抗磁性礦物，其在外場作用下獲得的感應磁化強度Mi與外場呈線性關系.因為巖石內磁性礦物組成與含量等在空間分布存在差異，在外場作用下沿著不同方向測量的磁化率大小也存在差異，即形成磁化率各向異性.AMS定義為沿著x,y,z三個方向進行磁化率測量，獲得的磁化率矢量k為一個對稱的二階張量矩陣，式(4).通過求解矩陣方程獲得關于磁化率k的三個特征值，得到的k1，k2，k3分別代表最大、中間和最小磁化率主軸.

圖1 不同類型磁性材料的磁滯回線圖(改自Richter et al., 1994; Kelso et al., 2002)(a) 順磁性與抗磁性磁滯回線； (b) 未矯正磁滯回線； (c) 傾斜矯正后磁滯回線. 其中H是外場大小，Hs是飽和磁場大小，M是磁化強度大小，Ms是飽和磁化強度大小，κ是磁化率.Fig.1 Hysteresis loops of different magnetic materials (modified from Richter et al., 1994; Kelso et al., 2002)(a) Hysteresis loops of paramagnetic and diamagnetic; (b) Before slop correction; (c) After slop correction. Where H is external field, Hs is saturation magnetic field, M is magnetization, Ms is saturation magnetization and κ is magnetic susceptibility.

(4)

對于磁有序材料，如鐵磁性(廣義)礦物磁鐵礦、磁黃鐵礦等，外場撤去后還會保留部分剩磁，其在外場作用下獲得剩磁磁化強度Mr與外場H呈非線性關系(圖1c)，因此不能按照公式(4)來計算其感應磁化率.但是，當外場大小足夠小(通常小于10～100 A·m-1)時Mr隨H變化呈線性關系，此時近似無磁滯現(xiàn)象.因此，能夠獲得鐵磁性礦物的非磁滯剩磁各向異性信息，類似(3)式kr也為一個對稱二階的張量矩陣，式(5)(Jackson, 1991).

(5)

1.2 AMS的巖石磁學基礎

式(6)表示巖石磁化率來源于礦物類型i，Ki代表純磁性礦物的體積磁化率，Ci代表磁性礦物體積百分比.因此，獲得巖石中不同磁性礦物信息對AMS的構造解釋十分關鍵.

K=∑iKi·Ci，∑iCi=1.

(6)

實驗研究發(fā)現(xiàn)，當巖石內部磁鐵礦礦含量達到0.5%，其磁化率數(shù)值就能極大的改變整個平均磁化率的大小，可見磁鐵礦的存在對AMS的貢獻是不可忽視的(Tarling and Hrouda, 1993).鐵磁性礦物顆粒的形狀各向異性(SPO)對以鐵磁性礦物為主巖石的AMS起著重要的作用，尤其是磁鐵礦的磁疇狀態(tài)影響AMS的構造解釋.另外，鐵磁性礦物含量較高的巖石，磁性礦物顆粒之間的靜磁相互作用對AMS的各向異性也會有一定的影響，影響大小取決于這些礦物顆粒的空間分布和含量(Stephenson, 1994; Muxworthy et al., 2004).

順磁性礦物最為直接的特征是其平均體積磁化率(Km)數(shù)值較小，通常Km<500 μSI (Rochette, 1987).對于順磁性礦物，尤其是鎂鐵質硅酸鹽其磁化率主要為巖石內部Fe2+，F(xiàn)e3+以及Mn2+在外場作用下獲得的感應磁化率.室溫下當這些離子質量百分含量在～0.5%以上時，此時抗磁性礦物對AMS的貢獻是可以忽略的.Borradaile和Werner(1994)最早對層狀硅酸鹽礦物的磁化率的各向異性度(Pj)、形狀因子(T)等參數(shù)進行了系統(tǒng)的實驗研究和總結，為AMS與巖石變形特征提供了非常有價值的參考(表2).

抗磁性礦物對AMS也是有貢獻的，但只有在平均磁化率(Km)很低時(通常小于15 μSI)或以碳酸鹽類礦物為主要磁性礦物載體時才會考慮抗磁性礦物的AMS貢獻.當多種磁性礦物組合所測樣品平均磁化率大于15 μSI會認為抗磁性礦物對AMS的貢獻可以忽略.表2列舉了自然界主要抗磁性礦物類型以及其磁化率大小的參考值.

2 磁組構組分的分離

2.1 AARM，A(p)ARM與剩磁組分分離

2.1.1 非磁滯剩磁各向異性

幾乎所有巖石內部或多或少存在微量的鐵磁性礦物，雖然其含量可能非常低(通常<1%)，但是其存在就有可能記錄剩磁信息.剩磁各向異性可以通過非磁滯剩磁各向異性(AARM)和等溫剩磁各向異性(AIRM)等獲取.盡管大多數(shù)情況硅酸鹽主導的順磁性礦物對AMS有貢獻作用，但在一些構造變形過程中新生成的鐵磁性礦物的組構信息也十分重要，晚期或二次氧化鐵的成分可能比硅酸鹽的組分更能揭示后期的變形特征(Mattsson et al., 2011; Almqvist et al., 2012).另外，由于鐵磁性礦物組成巖石的體積含量通常不足1%，較順磁性礦物而言其更容易受到成巖作用、退變質作用以及氧化作用的影響，所以其記錄的信息多為次生成巖過程(Kelso et al., 2002).

McCabe等(1985)最早將AARM方法用于AMS中的鐵磁性組構的分離，隨后Jackson等(Jackson et al., 1988; Jackson, 1991)將該方法進行了系統(tǒng)的嘗試和改進.Hirt(2007)對剩磁各向異性代表的構造意義進行了系統(tǒng)總結研究，發(fā)現(xiàn)通常獲得的AARM與AMS的方向共軸時指示載磁礦物為同種磁性礦物或者是不同的磁性礦物記錄了同一變形過程(Yokoyama et al., 2012; Biedermann et al., 2016b).Biedermann(2020)總結了AARM于AMS優(yōu)勢表現(xiàn)在：(1)AARM只針對剩磁攜帶的礦物，比AMS更適合于古地磁數(shù)據(jù)矯正；(2)通常用于AARM研究的磁性礦物較AMS十分有限，如磁鐵礦，這有利于其構造解釋；(3)單疇磁鐵礦顆粒主導AMS時會形成反轉磁組構增加解釋的復雜性，在AARM中不會出現(xiàn)此類情況.由于磁性礦物的差異，AARM和AMS代表的信息可以反映不同階段的變形作用.例如在美國明尼蘇達州地區(qū)的Thomson地層中AARM獲得的是原始沉積型組構，而AMS記錄的則是在受后期構造作用中由綠泥石主導的磁組構(Sun et al., 1995).又如在波蘭西部喀爾巴阡地區(qū)的Dukla推覆構造中磁鐵礦顆粒獲得AARM對構造疊加作用并不敏感，但對同一變形過程順磁性礦物表征的AMS記錄了較強的變形組構特征(Kiss et al., 2016).

目前AARM的獲得分兩步進行，即非磁滯剩磁(ARM)的獲得和AARM測試兩個階段.ARM獲得是將樣品置于幅度逐漸衰減的交變磁場(AF，通常0～200 mT)中同時施加一非常弱的穩(wěn)定直流磁場(通常50 μT或0.1 mT)，當AF衰減至零時，樣品獲得一個與直流磁場相關的剩磁，即ARM；隨后，使用旋轉磁力儀JR6沿著9個不同的方向測量獲得AARM(McCabe et al., 1985).另外，需要特別注意的是實驗條件下儀器的交變退磁場峰值為200 mT，當巖石中存在矯頑力高于200 mT的磁性礦物一般并不適合此方法，如針鐵礦、赤鐵礦以及部分高矯頑力的磁黃鐵礦等.當高矯頑力磁性礦物普遍存在時，可以考慮進行AIRM分析.

近年來關于AMS也有理論的創(chuàng)新，Hrouda等(2018a, b)對AMS測量進行了更加詳細深入的研究，提出了相位同步ipAMS(in-phase AMS)和非同步相位opAMS(out phase AMS)的概念.通過對比實驗獲得的ipAMS，opAMS與ARM的結果能夠反映不同磁性礦物的組構信息，但是目前該參數(shù)廣泛應用可能需要更多應用實例來證實.

2.1.2 部分非磁滯剩磁各向異性

并非所有的剩磁各向異性均可以用AARM進行一次分離獲得其剩磁各向異性，例如當樣品中存在不同顆粒大小的磁鐵礦時，由于粒徑差異而產(chǎn)生的形狀各向異性在獲得的AMS中常常表現(xiàn)出復合磁組構特征(Kodama and Dekkers, 2004; Biedermann et al., 2020a).對磁鐵礦顆粒而言，其矯頑力通常與顆粒大小有關，前人已經(jīng)給出了礦物顆粒大小(d)與矯頑力大小(Hc)的經(jīng)驗公式：Hc～d-n(Day et al., 1977; Dunlop and ?zdemir, 1997).當巖石內不同粒徑鐵磁性礦物同時存在時，其形狀各向異性可以根據(jù)磁性礦物矯頑力的差異進行分離.具體做法是在ARM獲得過程交變磁場(AF)范圍設定為多個特定窗口的磁場范圍，如0～50 mT, 50～100 mT等，然后分別測量不同矯頑力范圍下的AARM，即部分非磁滯剩磁各向異性(pAARM)，前者通常代表軟磁組分的信息，后者代表硬磁組分的信息(Aubourg and Robion, 2002).M. Jackson的早期研究已經(jīng)發(fā)現(xiàn)部分非磁滯剩磁各向異性能夠獲得巖石中鐵磁性礦物磁性顆粒大小和磁疇狀態(tài)的信息(Jackson et al., 1988, 1989).Nakamura和Borradaile(2001)根據(jù)變質巖中不同變質階段多疇MD(0～3 mT)，假單疇PSD(3～15 mT)以及單疇SD(15～60 mT)磁鐵礦矯頑力大小進行AARM實驗來獲取反映巖石不同階段的變形作用.最近，Biedermann等(2020a，b)選取全球不同地區(qū)磁鐵礦樣品進行pAARM組構分離實驗，將交變磁場(AF)設計成0～20 mT，20～50 mT，50～100 mT，100～200 mT等不同范圍，以獲得不同顆粒大小的磁鐵礦顆粒分別揭示的巖石的變形特征.

總體來看，剩磁各向異性實驗設計主要取決于研究樣品磁性礦物的矯頑力大小，其不足就是實驗測試數(shù)據(jù)獲取步驟繁瑣，相對AMS耗時較長.另外，非磁滯剩磁各向異性常常與低溫AMS結合可用于順磁性與鐵磁性礦物混合的AMS分離.

2.2 高-低場磁組構與順/抗/鐵磁性AMS分離

鐵磁性礦物的磁滯回線存在一個飽和磁化強度(Ms)(圖1c)，順磁性礦物磁化強度(M)與外場大小(H)呈正的線性關系，而抗磁性礦物則呈現(xiàn)負的線性關系(圖1a).根據(jù)以上物理性質，當巖石中同時含有順磁性和鐵磁性礦物時，其中外場高于飽和磁場(Hs)的磁滯回線獲得的信息為順磁性礦物的貢獻，低場條件下斜率為所有磁性礦物對磁化率的貢獻(圖1b).Richter等(1994)利用未矯正磁滯回線處在高場與低場的斜率的比值來估算樣品中順磁性和鐵磁性百分含量.因此，在高場實驗條件是可以實現(xiàn)順磁性與鐵磁性組構的分離.

很早就有學者嘗試使用高場進行磁化率各向異性的理論及實驗研究(Owens and Bamford, 1976; Ellwood, 1978; Parma, 1988; Hrouda and Jelínek, 1990; Bergmuller et al., 1994; Martín-Hernández and Hirt, 2001)，實驗使用的是扭矩磁強計(Torque Magnetometor).對于天然巖石樣品，磁扭矩是巖石中所有抗磁性、順磁性和鐵磁性礦物共同作用的結果.通過物理模型中獲得的磁化率各向異性試樣在外加磁場中所獲得的磁轉矩與磁化率張量聯(lián)系起來(Martín-Hernández and Hirt, 2001; Martín-Hernández et al., 2006)可以進行不同磁性礦物組構分離.雖然扭矩磁強計并不是所有的古地磁實驗室都有的常規(guī)儀器，但是在進行磁組構成分分離以及單晶磁性礦物各向異性參數(shù)測試中有較廣泛應用(Martín-Hernández et al., 2008).近年來有學者嘗試自制樣品測試架用Princeton公司振動樣品磁力儀(VSM)進行高場AMS測試以達到高場(最大2 T)分離不同磁性礦物AMS的目的(Kelso et al., 2002).

2.2.1 順磁性與鐵磁性組構的分離

在高場作用下實現(xiàn)順磁性與鐵磁性組構分離的主要原理是飽和磁場以上順磁性礦物的組構與外場大小呈現(xiàn)線性增大的特征，而鐵磁性礦物的磁化強度不再變化.上述方法的實現(xiàn)是假設測試樣品中所有鐵磁性礦物在外場作用下能夠達到其飽和磁化強度.根據(jù)不同磁性礦物矯頑力大小的差異，磁鐵礦和磁赤鐵礦外場通常最大在300 mT左右；而磁黃鐵礦則在600 mT能夠達到飽和，但是對于高矯頑力的針鐵礦(Hs>6 T)和赤鐵礦通常實驗條件很難使其飽和(Martn-Hernández and Hirt, 2001,2004).Martín-Hernández和Hirt(2001)運用高場測試，如圖2在實驗條件下成功實現(xiàn)了花崗巖、橄欖巖和蛇綠巖中磁鐵礦、赤鐵礦和磁黃鐵礦三種不同矯頑力大小磁性礦物AMS的信息.

2.2.2 抗磁性與順磁性組構的分離

在高場作用下也可實現(xiàn)順磁性和抗磁性組構的分離，因為扭矩測量中高于飽和磁場鐵磁性礦物表征的各向異性引起的扭矩是一個常數(shù)，并且Kpara/dia(順磁性與抗磁性磁化率比值)的各向異性所產(chǎn)生的扭矩與施加磁場的平方成正比增加(Hrouda and Jelínek, 1990; Martín-Hernández and Hirt, 2001).低溫、高場扭矩測量的引入能夠將與溫度無關的抗磁礦物組構和與溫度相關的順磁AMS分離開來(Schmidt et al.，2007a).為了分離巖石中順磁性礦物與抗磁性礦物組成對AMS的貢獻，Schmidt等(2007b)提出了P77參數(shù)的概念，這種方法是扭矩磁力儀分別在室溫和低溫環(huán)境下進行測試.低溫(77 K)液氮條件下的低場磁化率各向異性(LF-AMS)與高場磁化率各向異性(HF-AMS)比值常量P77(式(7)) 用于區(qū)分碳酸鹽巖中抗磁性的組分.其中高場AMS測試過程的外場最大可以達到1.5 T.根據(jù)P77參數(shù)的相對參考值的變化可以用來判斷巖石中抗磁性礦物和順磁性礦物對AMS的貢獻.

(7)

這種方法用于分離抗磁性組分的AMS存在一定的局限性，它要求研究樣品中順磁性礦物呈現(xiàn)完美的壓扁或拉長的AMS橢球體，且在低溫和室溫下具有完全一致的主軸方向，實驗測量中磁扭矩完全是由順磁性和抗磁性礦物的貢獻而產(chǎn)生的.這種方法特別適合于測量含云母質碳酸鹽巖的抗磁性組構，獲得足夠可以記錄白云石化前的早期變形或原生沉積作用；它也能用于獲得由抗磁性碳酸鹽基質主導的AMS和方解石中由順磁性礦物記錄的AMS(Schmidt et al., 2007b).

2.3 低溫AMS與順磁性組構分離

順磁性物質的磁化率是溫度的函數(shù)，一部分服從居里定律，更多服從居里-外斯定律(Curie-Weiss) (Cullity, 1972)，=C/(T-Tc)(C為礦物的居里常數(shù)，Tc為順磁性礦物的居里溫度，T為環(huán)境溫度).根據(jù)居里-外斯定律，為體積磁化率，對于特定的順磁性礦物Tc為固定常數(shù)，在溫度T降低時順磁性礦物的磁化率得到加強，低溫AMS指的是樣品在77 K(液氮的沸點)進行AMS測試.順磁性礦物磁化率大小在低溫下隨環(huán)境溫度降低而急劇增大，而抗磁性礦物低溫條件下磁化率變化與溫度無關；鐵磁性礦物只存在少數(shù)的低溫轉換點，并且在低溫下顆粒形狀各向異性不再主導巖石的AMS.根據(jù)居里-外斯定律順磁性礦物在液氮(77 K)中的磁化率比常溫(293 K)時增加(297/77)約3.8倍，例如實驗條件下云母在低溫下測得磁化率是常溫下的3.7倍(Lüneburg et al., 1999; Parés and van der Pluijm, 2014).據(jù)此可用于定量分析并獲得AMS中順磁性礦物和鐵磁性礦物磁組構對AMS的貢獻.另外，實驗時根據(jù)樣品實際情況低溫AMS與室溫AMS以及AARM結合還可以用于分離獲得順磁性和鐵磁性的組構信息(Issachar et al., 2018).

圖2 高場條件扭矩磁強計組構分離結果圖(改自Martín-Hernández and Hirt, 2001)(a,d,g)四種不同大小磁場中，單位體積的扭矩作為角度的函數(shù)；(b,e,h) 2θ項作為B2的函數(shù)在三個相互正交的平面進行測量的結果，黑色、空心分別表示cosn θ項和sinn θ項的系數(shù)，樣品it102b、oj202a和ca302a分別代表花崗巖、橄欖巖和蛇紋巖；(c,f,i)樣品坐標系下花崗巖、橄欖巖和蛇紋巖下半球等面積赤平投影，低場AMS方向用黑色表示，空心表示順磁性礦物磁化率主軸的方向，灰色表示鐵磁性礦物磁化率主軸的方向，P和F分別表示順磁性組構和鐵磁性礦物的組構貢獻.Fig.2 The results of torque magnetometer used to separate fabrics in high field (modified from Martín-Hernández and Hirt, 2001)Torque per unit volume as a function of angle in four different fields (a,d,g), and the amplitude of the 2θ as a function of B2 for the three orthogonal measurement planes (b, e, h), where black symbols represent the coefficients of the cosine term and open symbols sine term. Sample it102b, oj202a and ca302a are from granite, peridotite and serpentinite, respectively. (c,f,i) Orientation of the principal axes of the magnetic anisotropy in sample coordinates in granite, peridotite and serpentinite. Principal axes are plotted on equal-area, lower hemisphere projections. Low-field AMS directions are shown by black symbols, open symbols represent the principal directions of the paramagnetic susceptibility tensor and gray symbols the principal directions of the ferrimagnetic demagnetization tensor. P and F represent contribution of paramagnetic and ferromagnetic fabric, respectively.

Schultz-Krutisch和Heller(1985)最早嘗試將天然未加熱砂巖樣品進行低溫AMS測試，研究發(fā)現(xiàn)低場低溫條件下獲得的AMS大多數(shù)來自砂巖中順磁性礦物的貢獻.此方法能夠對鐵磁性礦物和順磁性同時存在的樣品進行順磁性礦物磁組構信息的提取，同時可以粗略推算和確認樣品中順磁性、鐵磁性的相對含量.但是實際該實驗選取的樣品磁性礦物組成相對較單一，樣品從液氮取出在空氣中會升溫得到的結果誤差較大.卡帕橋磁化率儀是目前使用最多的磁化率測量儀器，如何實現(xiàn)樣品在低溫環(huán)境下使用常規(guī)儀器測量一直是很多研究者期待解決的問題.Lüneburg等(1999)最早嘗試將樣品連同樣品架在液氮中冷卻30 min，然后取出在空氣中用ACIGO公司的KappaBridge-2實現(xiàn)AMS的直接測量.另外，Richter和Van der Pluijm等在Thomas Schultz-Krutisch方法的基礎上進行了更為詳細的研究工作，他們開展多種磁性礦物組分和含量變化條件下低溫磁化率與溫度的研究(Richter and van der Pluijm, 1994)，先后克服了Lüneburg等在測量AMS時樣品冷卻不均勻的問題，其實驗過程采用定制的杜瓦玻璃燒瓶和自制樣品架，能夠實現(xiàn)測試過程樣品始終處于低溫液氮環(huán)境(Parés and van der Pluijm, 2002, 2014).

總體來看，低溫AMS測試方法主要有兩種，其一是將測試樣品置于液氮中進行測量(Parés and van der Pluijm, 2002)；另一種是將樣品在液氮中放置一定的時間，然后取出來在空氣中進行測量(Lüneburg et al., 1999).前者克服了樣品測試過程冷卻不均勻的問題，但是測試所用自制的樣品架不適合所有的磁化率測量儀；后者的缺點非常明顯，即樣品冷卻后拿出測量過程溫度會升高，獲得低溫AMS測試結果依舊存在較大誤差.

Issachar等(2016，2017)系統(tǒng)總結了前人在低溫AMS測量方法的不足，提出了在空氣中用ACIGO公司KappaBridge-4S對低溫AMS測量儀器漂移和測量誤差的改進方法.實驗研究中發(fā)現(xiàn)在液氮冷卻后的樣品在空氣中進行AMS測量結果常常發(fā)生漂移，這是由于冷卻樣品的過度低溫使得測量線圈溫度過低所致；改進后樣品測試時用聚四氟乙烯膠帶(生膠帶)將樣品包裹起來，同時在卡帕橋測試腔體周圍環(huán)上一圈固體硅橡膠隔熱片，測試結果與改進前測試結果誤差得到明顯的改善，并且定量給出獲得低溫AMS矯正的參考值.實驗結果表明LT-AMS的平均磁化率較RT-AMS顯著增大，磁化率主軸K3的方向分布比RT-AMS更密集和集中(圖3).

同時，Issachar等(2016)提出了對于純的順磁性礦物其在低溫下的磁化率大小大約是常溫下的3.2倍，這一數(shù)值修正了Lüneburg等(1999)提出的3.8倍.Issachar等(2019)給出了判別公式用于分析巖石中主要磁性礦物對AMS貢獻，通過繪制KRT-AMS/KLT-AMS比值回歸曲線可以定量估算樣品中順磁性和鐵磁性礦物的百分含量(圖4).例如在以色列死海盆地走滑斷層變形特征研究中已經(jīng)根據(jù)此方法在AMS研究時定量確定巖石中鐵磁性、順磁性以及抗磁性礦物的組成對AMS貢獻的百分含量(Issachar et al., 2019; Elhanati et al., 2020).表1總結了目前用于AMS組構信息分離的常見方法.

3 AMS與構造變形分析

AMS磁化率橢球體三個主軸(K1，K2，K3)被描述為磁化率橢球體的三個主軸并決定其形狀，與應變橢球體的X，Y和Z三個軸在一定情況下存在一定的對應關系，因此可以用于反映巖石構造變形特征(Borradaile and Jackson, 2010).但是，這種兩個張量之間的同軸性只有當占主導地位的AMS載體的磁軸與其形狀各向異性的磁軸相對應時才成立，這也是我們通?？吹降摹罢！苯M構，此時AMS主軸與變形磁性礦物晶軸存在很高的重合度(Ferré et al., 2014).對于一些存在“反轉磁組構”的磁性礦物，如單疇磁鐵礦顆粒的AMS主軸與其礦物晶軸之間并不適用.AMS與變形巖石的研究中磁面理和磁線理分別定義為磁線理L=K1/K3，磁面理為K1與K2軸共面的赤平投影面.

在進行AMS與變形巖石的研究過程中主要的變形參數(shù)如形狀因子(T)和各向異性度(Pj)隨著變形程度加強存在一定的變化規(guī)律，如圖5所示前人總結出砂泥巖遞進變形過程中T-Pj圖一般的變化特征，對很多碎屑巖變形區(qū)的AMS構造解釋具有一定參考意義.

3.1 變形參數(shù)T和Pj的構造意義

3.1.1 AMS橢球體變形參數(shù)T和Pj

AMS研究中引入形狀因子T和各向異性度Pj的概念，在應變分析時常常用來反映巖石的變形程度.各向異性度初始定義為K1/K3(Nagata,1961)，矯正后的各向異性度Pj定義為式(8)(Jelinek, 1981).通常各向異性度Pj與巖石的變形強度呈正相關，Pj是AMS橢球偏離球體的程度的量度，當巖石中礦物沒有優(yōu)選時各向異性度等于1，AMS橢球體為球體.

(8)

使用Jelinek(1981)的定義，對于所有的含鐵硅酸鹽礦物組合而言，大量研究發(fā)現(xiàn)其Pj值均不超過1.35(Rochette, 1987; Rochette et al., 1992)，目前普遍認為當Pj值大于1.35是樣品中混有鐵磁性組分的貢獻(Amrouch et al., 2010; Hrouda, 2010).對于大多數(shù)變形巖石而言，Pj一般在1.05～2.5之間(Parés, 2004).一般情況下，在泥質巖中巖石各向異性度會隨著巖石變形程度的增大而出現(xiàn)遞增的趨勢.

圖3 四塊不同采點樣品的LT-AMS與RT-AMS結果對比圖(據(jù)Issachar，2017)Km是平均磁化率，下半球等面積赤平投影，最大磁化率主軸(K1)、中間磁化率主軸(K2)以及最小磁化率主軸(K3)分別用藍色、綠色以及紫色表示；T形狀因子，P各向異性度.Fig.3 LT-AMS and RT-AMS results from different four sampling sites (Issachar，2017)Km is mean susceptibility. Stereograms are lower-hemisphere, equal-area projection of principal susceptibilities axes maximum (blue), intermediate (green) and minimum (pink). The graphs show shape factor (T) versus anisotropy degree (P).

表1 主要磁各向異性測量技術和物性測量的優(yōu)缺點總結(Martín-Hernández and Ferré, 2007)Table 1 Summary of some magnetic anisotropy techniques, physical property measured, advantages and disadvantages (Martín-Hernández and Ferré, 2007)

續(xù)表1

圖4 (a)鹽丘內樣品的低溫平均磁化率()與室溫平均磁化率()，其中灰色直線代表巖石中順磁性和鐵磁性含量的理論關系，此處忽略抗磁性的貢獻；(b)計算獲得順磁性和鐵磁性礦物對貢獻(據(jù)Issachar et al., 2019)Fig.4 (a) Low-temperature mean susceptibility in salt-dome, in which the gray lines represent theoretical relations of paramagnetic and ferromagnetic minerals in the sample, assuming no contribution from diamagnetic minerals. (b) Calculated paramagnetic and ferromagnetic contributions to (Issachar et al., 2019)

形狀因子T定義為式(9)：

T=(2η2-η1-η3)/(η1-η3),

(9)

其中η1=lnK1,η2=lnK2,η3=lnK3,ηm=(η1+η2+η3)/3.

形狀因子T的大小能直接反映AMS應變橢球體的形狀，當-1≤T≤0時AMS表現(xiàn)為拉長的橢球形，當0≤T≤1時AMS表現(xiàn)為扁平的橢球形.巖石內部順磁性的層狀硅酸鹽礦物如黑云母、白云母、綠泥石等最為常見，也是對AMS重要貢獻的磁性礦物組成.Martín-Hernández和Hirt(2003)利用高場-低場測試方法更新了前人對白云母和綠泥石單晶的Pj值(表2)，Haerinck等(2013)對硬綠泥石礦物單晶在高場下的T和Pj進行了詳細研究，發(fā)現(xiàn)Pj(1.47)值高于常規(guī)硅酸鹽礦物的上限值(1.35).

根據(jù)表2磁性礦物的實驗結果數(shù)據(jù)研究不難發(fā)現(xiàn)對于未發(fā)生變形的磁性礦物單晶其本征T數(shù)值已為“偏平”的橢球體，因此不少學者(Borradaile and Jackson, 2010; Ferré et al., 2014)反對將形狀因子T直接用于表征巖石變形程度.尤其在韌性剪切帶的塑性變形巖石研究中，目前的AMS測試結果不能直接用于韌性剪切帶S-C復合組構的構造解釋(Ferré et al., 2014).

表2 常見磁性礦物的平均磁化率(Km)，各向異性度(Pj)和形狀因子(T)的參考值Table 2 The reference values of mean susceptibility (Km), degree of anisotropy (Pj) and shape factor (T) of some common magnetic minerals

3.1.2 變形分析中T與Pj的影響因素

磁性礦物的類型、含量，巖石受到應力大小、經(jīng)歷的變質過程以及溫度變化等都會影響T與Pj的大小.巖石中磁性礦物的含量，尤其是鐵磁性礦物含量的變化對整個AMS的平均磁化率、形狀因子(T)和矯正的各向異性度(Pj)有極大的影響(Borradaile and Jackson, 2010).例如當巖石中以磁鐵礦和黑云母為主要的AMS貢獻礦物時，隨著磁鐵礦含量從0.01‰, 0.1‰至1‰，T和Pj值呈現(xiàn)明顯減小的特征，平均磁化率從1180 μSI增大至3560 μSI，K1軸的分布也呈現(xiàn)向磁鐵礦分布集中區(qū)聚集(Borradaile and Jackson, 2004).巖石中Pj與T值的變化除了受到應力作用會發(fā)生變化外，變質作用也會影響巖石平均磁化率、Pj和T值大小，一般從綠片巖相到榴輝巖相磁化率的大小會隨著變質程度的增加而變大(Jackson and Tauxe, 1991).但是，在變形與變質區(qū)巖石內部應變與變質結晶的相對作用并不容易區(qū)分，Nakamura和Borradaile(2004)提出了一種k-T-Pj圖的三維分析模式(圖6)，能夠清晰識別出不同變質程度條件下Pj與T的變化，這種AMS變形參數(shù)的三維圖也可以推廣到AMS應變橢球形狀的分析中.對于常見層狀硅酸鹽礦物單晶而言，礦物類型影響其各向異性度Pj的大小，例如黑云母比綠泥石和白云母具有更大的各向異性度；層狀硅酸鹽礦物相隨著溫度降低黑云母的Pj值存在急劇增大的特征(Parés and van der Pluijm, 2002; Biedermann et al., 2014)，例如低溫AMS實驗發(fā)現(xiàn)77 K時獲得的樣品的Pj值普遍低于常溫(293 K)下所測值(圖3).針鐵礦、赤鐵礦等一些矯頑力較高的鐵磁性礦礦物通常表現(xiàn)出特別高的各向異性度，這種較大的各向異性度通常與礦物本身的磁晶各向異性和形狀各向異性有關(Tarling and Hrouda, 1993).因此，在使用T和Pj進行構造變形特征分析時需要綜合考慮巖石構造特征、巖石磁學以及巖石學等的信息.

圖5 遞進變形過程中AMS應變橢球體形態(tài)的演化圖(改自Parés, 2004; McCarthy et al.，2015)(a)形狀因子(Tj)與矯正的各向異性度(Pj)在遞進變形過程中隨應變強度遞增的變化，四類代表性組構變化圖據(jù)Ramsay and Huber (1983)； (b) 遞進變形中(LPS)四類AMS的磁化率主軸赤平投影面中的分布.Fig.5 The shape evolution of AMS strain ellipsoid under progressive deformation (modified from Parés, 2004; McCarthy et al.，2015)(a) Variations of shape factor (Tj) and corrected degree of anisotropy (Pj) with the increasing strain strength under progressive deformation, in which four types of representative fabric block diagrams modified from Ramsay and Huber (1983). (b) Four types of the AMS axes distribution in the stereographic projection under progressive deformation (LPS).

圖6 傳統(tǒng)的Pj-T圖，用95%置信(虛線)作為回歸線(a)，(b)與新的3D投影圖和Jelinek圖(c)(據(jù)Nakamura and Borradaile, 2004)巖性分別為方輝橄欖巖和蛇紋巖，n為樣品數(shù)，R為回歸系數(shù).Fig.6 (a)(b)Traditional Pj-T plot, with 95% confidence envelopes (dotted lines) for the regression line,(c) new 3-D projection and Jelinek plot (Nakamura and Borradaile, 2004)Note that the lithology is harzburgite and serpentinite, and n is sample number, regression coefficient is R.

3.2 礦物單晶的AMS與巖石變形

熟悉一些磁性礦物單晶的巖石磁學特征有助于AMS的研究，可以獲得更可靠和定量的構造解釋(Borradaile and Jackson, 2010；Biedermann, 2018).Biedermann將影響磁組構形成的因素歸納為以下三個方面：(1)磁晶各向異性與礦物結晶學的優(yōu)選方向(CPO)的結合；(2)強磁性顆粒的形狀各向異性與形狀優(yōu)選方向(SPO)的結合；(3)非隨機分布強磁性顆粒間的靜磁相互作用引起的分布各向異性(Biedermann et al., 2020b).以上三種因素表明在微觀尺度磁性礦物的各向異性與磁性礦物晶體習性及本身物性密切相關.磁性礦物單晶的AMS主要表現(xiàn)在磁晶各向異性、晶體形態(tài)以及礦物的空間排列方式的各向異性(Borradaile and Jackson, 2010; Hirt and Biedermann, 2019).礦物單晶磁化率各向異性也能用于定量推測巖石的磁組構信息，可作為巖石AMS變形特征解釋的重要參考.

3.2.1 鐵磁性顆粒與形狀各向異性

Uyeda等(1963)給出了單晶磁性礦物顆粒受控于形狀各向異性的公式(10)以及磁化率測量值Ki與內稟磁化率K0之間的關系方程(11).

(10)

(11)

其中P為磁性礦物單晶的各向異性，K0為內稟磁化率(也稱本征磁化率)，Ki為實測磁化率.K0與磁性礦物顆粒的形狀各向異性有關，而礦物的形狀決定了退磁因子N的大小，Na和Nb分別為沿著礦物長軸和短軸方向的退磁因子，如磁鐵礦單晶顆粒N=1/3.鐵磁性礦物顆粒的幾何形態(tài)很大程度影響了其磁組構特征(圖7a)，如穩(wěn)定的單疇磁鐵礦顆粒產(chǎn)生反轉AMS的原因是其存在零場易磁化軸在極弱的外場作用下會偏離易磁化方向，并與之垂直(Potter and Stephenson, 1988).另外，晶體對稱性比較低的單斜磁黃鐵礦同時受磁晶各向異性和形狀的影響(Borradaile and Jackson, 2004；Deer et al., 2009)，赤鐵礦也具有很強的磁晶各向異性，Pj可以達到10以上(Hrouda, 2002a, 2002b; Martín-Hernández et al., 2008).巖石中主要磁性礦物顆粒的形狀的各向異性也會影響到巖石的磁化率橢球體的形狀，例如一些面理較線理更為發(fā)育的板巖中也會出現(xiàn)拉長的AMS橢球體(T<0)(Borradaile and Jackson, 2010).

3.2.2 順磁性礦物單晶與磁晶各向異性

順磁性與抗磁性礦物磁化率比較小，在外場作用下退磁效應產(chǎn)生的K0是可以忽略的.但磁晶各向異性明顯影響其磁化率大小和AMS主軸方向(Uyeda et al., 1963；Borradaile and Jackson, 2004)，對于大多數(shù)硅酸鹽礦物其晶體習性與AMS之間存在很大的關聯(lián)性.例如多數(shù)硅酸鹽礦物其長軸方向與AMS的K1軸近于平行，K3軸近于垂直礦物晶體底面(圖7d)(Borradaile and Jackson, 2010).就對稱性而言，大多數(shù)磁性礦物為單斜或三斜晶系，其中必然存在一組磁化率主軸與晶軸之間斜交(圖7b,c).極少順磁性礦物表現(xiàn)反轉磁組構，如堇青石和電氣石其晶體中表現(xiàn)出c軸(拉長軸)與K1軸對應(Rochette et al., 1992).順磁性礦物中比較重要的有黑云母、綠泥石和白云母，它們作為層狀硅酸鹽礦物在巖石中分布很廣.晶體學研究表明在單斜晶系綠泥石、黑云母中Fe原子位于八面體內部(圖7d)(Deer et al., 2009)，其中黑云母的各向異性度一般高于其他層狀硅酸鹽礦物，并且在低溫環(huán)境下其磁化率隨溫度變化特征明顯(Parés and van der Pluijm, 2002)，這是因為在77 K時鐵離子之間的相互作用發(fā)生在底面之內而不是底面之間(Biedermann et al., 2014).

3.2.3 抗磁性礦物單晶的AMS

巖石中常見抗磁性礦物為石英、長石和方解石這三種，方解石主要出現(xiàn)在碳酸鹽巖中.石英和長石因為磁化率非常低，它們在巖石中對磁化率各向異性的貢獻通常會被少量的含鎂鐵質礦物所壓制，其AMS的研究較少(Biedermann et al., 2016a).由于長石類礦物的種類較多，其磁化率大小通常與其礦物化學計量數(shù)有關，有正值也有負值(Biedermann, 2018).在碳酸鹽巖中磁性礦物既可以表現(xiàn)為順磁性也可以為抗磁性，這也與其中含鐵的百分含量有關(圖7e).Schmidt等(2006，2007a)在抗磁性方解石單晶的研究中發(fā)現(xiàn)方解石中的Ca2+被Fe或Mn替代，純的單晶方解石(<2‰的Fe)Fe含量增加至4‰時，AMS橢球體由旋轉壓扁狀轉變成拉長的橢球體.

圖7 常見礦物單晶晶軸和磁化率主軸方向及內部Fe含量變化與磁化率(K)與形狀因子(U)之間的函數(shù)關系(據(jù)Biedermann，2018)(1 ppm=10-6)(a，b,c)磁鐵礦、赤鐵礦、磁赤鐵礦、鈦磁鐵礦晶軸與磁化率主軸方向關系；(d，e)層狀硅酸鹽類礦物和碳酸鹽類礦物晶形，晶軸與磁化率主軸空間位置關系(左)，磁化率隨Fe含量的變化(中)，形狀因子U隨Fe含量變化的關系(右).Fig.7 Magnetic susceptibility axes and crystal axes directions, and magnetic susceptibility (K), shape factor (U) as function of Fe content for some common single crystals (Biedermann, 2018)(a,b,c) Directions relationship between crystal axis and magnetic susceptibility axes of magnetite, hematite, maghematite and titanomagnetite single crystals. (d,e) The crystal shape, and relationship between crystal axis and magnetic susceptibility axes (left), magnetic susceptibility with Fe content (middle), shape factor U with Fe content (right) of phyllosilicate and carbonate single crystal.

圖8 褶皺逆沖帶觀測到巖石遞進變形的磁組構演化經(jīng)典序列(據(jù)Almqvist and Koyi, 2018) (a) 隨著縮短量的增加，磁線理(K1)和磁面理(磁面理極點K3)的四個階段幾何形態(tài)的變化； (b) 由右至左依次為LPS不發(fā)育的沉積組構至LPS強烈發(fā)育時覆蓋S0面理，線條的寬度指示了層面或構造面理的相對強度.Fig.8 Classical sequence of magnetic fabrics observed in progressively deformed rocks from fold and thrust belts (Almqvist and Koyi, 2018)(a) Four-stage geometry of magnetic lineation (K1) and magnetic foliation (expressed by the pole of K3) evolves upon increasing shorting; (b) From right to left are no LPS to strong developed LPS which overprinted S0 foliation, where thickness of the line indicates relative strength of bedding or tectonic foliation.

3.3 巖石變形與AMS分析

3.3.1 共軸遞進變形與LPS組構

在褶皺與逆沖變形帶的前陸AMS研究中常常會發(fā)現(xiàn)這種形成于褶皺變形之前平行于層面縮短的組構，簡稱為LPS(layer parallel shortening)(Engelder and Geiser, 1979; Geiser, 1988; Ong et al., 2007).LPS組構的磁線理與地層走向是一致的，即K1軸平行于地層走向(Yonkee and Weil, 2010).如圖8a所示，LPS產(chǎn)生于共軸遞進變形過程中，隨著遞進變形程度的加大，K3軸從垂直層面位置逐漸轉向與層面走向垂直，對應的組構類型為磁面理與層面共面的沉積組構向磁面理與磁線理均發(fā)育的構造組構轉變，當達到強LPS時構造S0面已經(jīng)完全被構造組構替換(Almqvist and Koyi, 2018)(圖8b).LPS的形成在早期表現(xiàn)為沉積組構(無LPS)，巖石內部變形微觀機制以礦物的壓溶和膠結作用為主，隨著應力的增大與巖石空間位置的變化，LPS在靠近轉換帶宏觀變形表現(xiàn)出礦物顆粒定向排列發(fā)育的線理，高LPS時，已經(jīng)開始出現(xiàn)微褶皺.

LPS的磁化率橢球體通常表現(xiàn)出壓扁的橢球形態(tài)，其在反映造山帶早期巖石微觀三維應變特征時具有重要意義.目前運用AMS在比利牛斯山(Oliva-Urcia et al., 2009; Pueyo et al., 2012)和北美科迪勒拉(Weil and Yonkee, 2012)識別出LPS.國內在青藏高原東南緣的貢覺盆地沉積物AMS研究中也發(fā)現(xiàn)形成于約白堊紀末期(～67 Ma)的LPS(Li et al., 2020).但是在強變形區(qū)這種早期的變形組構LPS多數(shù)會被后期的構造變形疊加改造，因此通常很難被保存下來.Almqvist和Koyi(2018)通過沙箱模擬實驗研究預測褶皺逆沖帶的前陸、轉換帶以及后陸三個構造單元的變形特征的AMS結果，發(fā)現(xiàn)從初始沉積組構到構造組構的磁組構均呈近線性的轉變，反映了前陸向內陸變形的漸進轉變(圖8b).

3.3.2 AMS與剪切變形作用

圖9 (a) 簡單剪切變形模型中有限應變橢球主軸(Z軸，X軸)與(b)AMS橢球主軸(K3，K1)方向和夾角的關系(據(jù)Ramsay and Huber,1983; Housen et al., 1995)Fig.9 Angle relationship between the finite strain ellipsoid axes (Z axis and X axis) directions (a) and AMS ellipsoid axes (K3 and K1) directions (b) in the simple-shear models(Ramsay and Huber,1983; Housen et al.,1995)

自然界巖石剪切變形現(xiàn)象十分常見，在脆性斷層帶、糜棱巖帶以及其他韌性剪切帶都可以觀測到大量的剪切變形，剪切變形過程磁組構研究一直也是熱點話題(Borradaile et al., 1988; Housen et al., 1995；Ferré et al., 2014).在簡單剪切變形中，根據(jù)剪應變(γ)大小不同，AMS應變橢球體形狀是可以用于指示剪切應變方向.當剪應變強度較小時(通常γ<3)應變橢球體的長軸X與短半軸Z與AMS應變橢球體K1和K3能夠很好對應起來(Housen et al., 1995)；但是隨著剪切應力的增大，磁面理與剪切面之間夾角通常會非常小，這是因為面理的產(chǎn)狀會隨著位置的變化而變化(Zhou et al., 2002).如圖9簡單剪切變形中剪應變大小可以根據(jù)Ramsay和Huber(1983)提出的經(jīng)驗公式：γ=tanψ=2/tan2θ進行計算，其中θ為K1與剪切面之間的銳夾角.

純剪切變形過程剪切帶磁組構通常表現(xiàn)為K1軸(磁線理)平行于剪切方向，磁面理與剪切面(或面理)平行.Borradaile等(1988)最早在實驗室研究中發(fā)現(xiàn)隨著剪切應力的快速增大，AMS橢球體迅速向壓扁橢球體轉變.而巖石剪切變形過程的微觀變形機制也會影響AMS的結果，韌性剪切帶附近通常發(fā)生以位錯蠕變和擴散蠕變主導的兩類變形機制；在較高的應力和較大的晶粒尺寸下，位錯蠕變機制將占主導地位，而在低應力和較小的晶粒尺寸下，擴散蠕變機制將變得更重要(Housen et al., 1995).另外，剪切帶變形過程通常伴隨高壓流體生成，這會促進變質作用以及剪切帶特有的磁性礦物的生成(如, Housen et al., 1995; Aranguren et al., 1996; Aubourg et al., 2000)，因此，運用剪切帶附近的AMS應力分析時需要區(qū)分變形巖石與熱液流體中引入磁性礦物對采集樣品的影響.

3.3.3 AMS與復合組構

復合組構(composite fabric)是AMS與巖石變形過程十分常見的組構類型，復合組構是指巖石中存在多種磁性礦物對AMS有貢獻時，會產(chǎn)生沿著多個方向的優(yōu)選組構，實驗室測得的組構是這些優(yōu)選組構的綜合反映(Housen et al., 1993).例如常見的韌性剪切帶中的S-C組構中磁面理平行于S面理與C面理的平分面(Aranguren et al., 1996; Tomezzoli et al., 2003; Sidman et al., 2005)隨著變形作用加強，磁線理旋轉至與剪切面平行；另外在劈理面發(fā)育的板巖中磁線理(K1軸)平行于劈理面與層面的交線(交面線理)也是常見的復合組構(Borradaile and Tarling, 1981; Housen et al., 1993)，復合組構的深入研究大多也是聚焦其中不同磁性礦物組構信息的分離工作(Aubourg et al., 1995).變形巖石中復合組構的AMS的解釋的關鍵點就要確定磁性礦物的類型，以及將巖石磁組構的信息與宏觀變形組構信息進行對比分析，當磁性礦物載體有多種來源時，可以考慮進行組構分離.

4 磁組構分離與構造變形應用

4.1 AMS，AARM和pAARM

扎格羅斯Makran褶皺逆沖帶發(fā)育一套中新世至上新世的復理石沉積巖，磁鐵礦和少量膠黃鐵礦為主要載磁礦物，為了分離不同類型和粒徑(或磁疇)磁性礦物組構的構造信息，Aubourg和Robion(2002)同時開展了室溫低場AMS和非磁滯剩磁各向異性的研究.在AARM測試中，ARM獲取時交變磁場的最大值分別設為50 mT和100 mT，以分別獲取軟磁組分和硬磁組分的AARM.如圖10a室溫下常規(guī)AMS與軟磁組分AARM、硬磁組分AARM結果對比發(fā)現(xiàn)，軟磁組分AARM和硬磁組分AARM的K1和K3軸分布并不重合，硬磁和軟磁AARM的各向異性度Pj也均高于常規(guī)AMS的結果.而Z60點位樣品存在膠黃鐵礦，因為膠黃鐵礦在400 ℃以上時完全解阻，實驗最后將樣品加熱至700 ℃并在磁屏蔽爐冷卻至室溫后再進行AMS測試.Z60樣品加熱前后得到的磁面理幾乎都是平行于層面，但是磁線理的方向變化顯著，軟磁組分AARM的磁面理與層面平行，但硬磁組分AARM的磁面理與層面近垂直(圖10b).據(jù)此判斷加熱后的AMS和軟磁組分AARM代表磁鐵礦的組構信息，而硬磁組分AARM則代表膠黃鐵礦的磁組構，細顆粒的磁鐵礦與層面垂直，粗顆粒的與層面平行.

圖10 Makran地區(qū)AMS和pAARM結果(據(jù)Aubourg and Robion, 2002)(a) 含磁鐵礦的樣品Z109取自褶皺翼部； (b) Z60樣品含有膠黃鐵礦，其中AMS加熱樣品是在室溫下空氣中加熱至700 ℃，并在磁屏蔽爐內冷卻至室溫. 虛線：磁面理，實線：層面.Fig.10 The results of AMS and pAARM from Makran (Aubourg and Robion, 2002)(a) Sample Z109 is magnetite-bearing and collected from the limb of the fold; (b) Sample from gregite-bearing sites Z60, in which AMS of heated samples that heating at 700 ℃ under air and cooling in magnetic shielded oven. Dash line: magnetic foliation, solid line: magnetic lineation.

4.2 低溫AMS、高場AMS與AARM

4.2.1 RT-AMS、LT-AMS及AARM

在比利牛斯山中西部的Sierras地區(qū)的構造變形研究中，為了揭示少量鐵磁性礦物對AMS結果的影響，選取部分采點的AMS測試同時進行了LT-AMS和AARM的研究.測試結果呈現(xiàn)兩種主要特征：LT-AMS、AARM既有表現(xiàn)出與AMS結果一致(點位5)，也有不一致的(點位8)(圖11).點位5LT-AMS與常溫AMS有一致的方向特征表明順磁性礦物的優(yōu)選主導了AMS的方向，研究認為這一結果是同沉積時期的LPS組構的主要特征.而點位8中AARM與常溫AMS的K1表現(xiàn)出較好的方向一致性，表明此處鐵磁性礦物主導AMS.其中AARM磁線理與AMS磁面理均為NNE方向，這一結果與區(qū)域構造縮短方向一致.進一步研究表明以綠泥石與白云母等順磁性主導的AMS優(yōu)選代表構造早期變形，而未經(jīng)歷礦物轉變的磁鐵礦主導的AARM則與變形后期近水平(NEE)剪切作用的劈理形成有關(Oliva-Urcia et al., 2009).

4.2.2 RT-AMS、LT-AMS及HF-AMS

García-Lasanta等(2014)在伊比利亞半島中生代的Cameros盆地開展了AMS研究，試圖反演其中生代構造演化特征.研究地層的AMS主要磁性礦物組成由順磁性礦物(含云母的礦物)貢獻，少數(shù)采樣點出現(xiàn)鐵磁性礦物(磁鐵礦、赤鐵礦)對AMS貢獻.運用室溫低場AMS、低溫低場AMS以及室溫高場AMS的測試結果對比分析進行磁組構信息的分離.選取13個點位96塊樣品進行低溫低場AMS測試，獲得低溫低場條件下樣品平均磁化率約為室溫下的2.5倍，這一數(shù)據(jù)低于理論條件下純凈順磁性組分與室溫下平均磁化率比值3.8，由此推測樣品中存在部分鐵磁性礦物對AMS的貢獻.如圖12其中G7采點中低場LT-AMS測量的結果與高場RT-AMS測量結果數(shù)據(jù)一致性較好，證實了在該樣品中順磁性礦物主要對AMS貢獻.而對比高低場以及室溫和低溫AMS(圖12a與c)的結果可以進一步確定順磁性礦物為該研究區(qū)AMS的主要貢獻.

圖11 點位8和點位5 RT-AMS(左)，LT-AMS(中)和AARM(右)磁化率主軸赤平投影(等面積下半球)結果，其中MS和ZM分別代表鉆取巖心點位為Marbore′地層含褐鐵礦的砂巖和Zuriza地層泥灰?guī)r(據(jù)Oliva-Urcia et al., 2009)Fig.11 Stereonet projections (lower hemisphere, equal area) of the RT-AMS (left), LT-AMS (middle) and AARM (right) susceptibility axe for site 8 and site 5, MS and ZM denote sites drilled in limonites of the Marbore′ sandstone and Zuriza marls formations, respectively (Oliva-Urcia et al., 2009)

圖12 Cameros盆地AMS樣品低場室溫AMS(LF-AMS(RT))、低場低溫AMS(LF-AMS(LT))以及高場室溫AMS(HF-AMS(RT))測試結果對比圖(據(jù)García-Lasanta et al., 2014)Fig.12 The comparison of AMS results from LF-AMS(RT), LF-AMS(LT)and HF-AMS(RT) in Cameros basin, respectively(García-Lasanta et al., 2014)

5 結論

(1)從測量技術來看，常規(guī)卡帕橋測量獲得的AMS實際是一種復合組構信息，反映了巖石中所有磁性礦物對AMS的貢獻.AARM(或pAARM)常用于獲得巖石中鐵磁性礦物相的組構信息，在分離以磁鐵礦為主的AMS有著獨特的方法優(yōu)勢；HF-AMS和AIRM則主要用于分離巖石中磁組構由高矯頑力(如赤鐵礦、針鐵礦)或順磁性礦物組成對AMS的貢獻；LT-AMS在測量以順磁性礦物為主的組構信息有加強的作用，在鐵磁性和順磁性組構混合中可以實現(xiàn)順磁性組構分離.

(2)對變形巖石的磁組構進行構造解釋前，需要詳細的巖石磁學工作對研究對象的磁性礦物進行鑒定，在確定主要AMS貢獻的磁性礦物組成后，考慮是否有必要進一步的磁組構分離.當存在多種磁性礦物對AMS貢獻且各組成不可忽視時，需根據(jù)磁性礦物的巖石磁學特征(如矯頑力大小，飽和磁場強度等)設計合理的實驗方法逐一分離，在此基礎上進一步準確獲得其中不同磁性礦物AMS所反映的構造信息.

(3)磁性礦物單晶AMS的各向異性受控于礦物的晶體形態(tài)、磁晶各向異性以及磁致伸縮效應等，獲取單晶磁性礦物的各向異性參數(shù)有助于準確評估其對整個巖石各向異性的影響.常見LPS組構、剪切組構和復合組構的特征對復雜變形巖石的構造特征分析具有重要的參考價值.

致謝感謝南京大學李永祥教授和中國地質大學(北京)楊天水教授對文稿仔細評閱并提出諸多寶貴的修改意見；中國地質科學院地質力學研究所王開博士后在成文過程給予一定修改意見，在此表示感謝.