曹新文，孙知明，黄宝春，李海兵

1 自然资源部古地磁与古构造重建重点实验室，中国地质科学院地质力学研究所，北京 100081 2 北京大学地球与空间科学学院，教育部造山带与构造演化重点实验室，北京 100871 3 自然资源部深地动力学重点实验室，中国地质科学院地质研究所，北京 100037

0 引言

磁化率各向异性(anisotropy of magnetic susceptibility，AMS)作为一种地球物理学方法，因其数据获取具有快速、无损等优点，已广泛应用于造山带岩石构造变形和古应力恢复(Borradaile and Henry, 1997；Parés, 2015)、沉积物古水流方向以及火山熔岩流向的确定(Gurioli et al., 2005； Cifelli et al., 2015)等.但是，AMS数据的准确解释对岩石磁学、构造地质学以及沉积学等多学科知识不断提出更高的要求(Borradaile and Jackson, 2004).AMS是岩石中铁磁性(广义)、顺磁性和抗磁性矿物共同作用的结果，大量研究表明AMS与岩石变形特征研究的关键工作之一就是对主要岩石磁化率贡献的磁性矿物进行确定(Tarling and Hrouda, 1993).通常岩石中磁性矿物得不到准确的确定，获得的AMS结果很难准确解释其构造意义(Borradaile et al., 1986; Richter and van der Pluijm, 1994).

目前最常用的AGICO公司卡帕桥磁化率测量仪器获取的AMS主要是低场(～200-400 A·m-1)(Richter and van der Pluijm, 1994)下所有磁性矿物组构的综合的响应，其中有抗磁性、顺磁性以及铁磁性(广义)矿物的贡献.大量研究发现岩石中不同磁性矿物组成对AMS的贡献通常具有不同的构造意义，主要有以下几点:(1)不同磁性矿物形成的时间、温度、应力条件存在差异，由此产生的磁组构类型所对应的构造事件也不同(Martín-Hernández and Ferré, 2007)；(2)顺磁性矿物单晶AMS研究发现其中存在大量的铁磁性的包裹体，这些包裹体的存在会极大影响晶体结构与AMS主轴之间的几何关系(Owens and Bamford, 1976; Zapletal, 1990; Borradaile, 1994; Lagroix and Borradaile, 2000; Martín-Hernández and Hirt, 2003)；(3)成岩后期的次生环境下形成的铁磁性矿物，其磁组构多反映后期变形(Martín-Hernández and Ferré, 2007)，通常有原生铁磁性矿物发生氧化(磁铁矿与赤铁矿之间的转化)(Just et al., 2004)以及铁的氧化埋藏过程中矿物的热蚀变(针铁矿与赤铁矿的转变)等；(4)以磁铁矿主导AMS的岩石的组构类型还与其磁畴状态密切相关，如单畴磁铁矿会形成反转磁组构，在构造解释时需要进行详细的岩石磁学工作(Ferré, 2002).目前国内大多数的研究主要专注于AMS优选方向的获取(Zhou et al., 2003;曾联波和漆家福, 2007; 贾东等, 2007; 李震宇等, 2010; 高亮等, 2014; 陈应涛等, 2019).虽然也有一些文章介绍了磁组构与岩石变形特征之间的关系(潘永信和朱日祥, 2005; 王开等，2017)，但是在深入探讨磁组构来源和分离的研究工作较少.

因此，AMS与岩石变形特征详细的研究需要充分考虑岩石中磁性矿物的类型、含量、晶体形态等特征，这些特征通常与岩石的成岩环境、构造变形等过程的温度、压力、化学活动流体的流入流出等密切相关.多种磁性矿物组分对AMS均有贡献时，有必要将不同类型的磁性矿物对AMS的贡献分离出来，分别获取其中不同的构造信息.所以，当样品中存在多种磁性矿物对AMS有贡献时，很难再根据一种矿物对AMS的贡献简单地分析岩石变形特征(Rochette et al., 1992).因此，很早就有AMS与岩石构造变形的研究开始专注AMS的分离工作，其中主要包括顺磁性矿物与铁磁性矿物混合时如何将顺磁性矿物和铁(亚铁)磁性矿物对AMS的贡献进行分离，以及在只有顺磁性矿物为主的岩石中如何区分不同种类顺磁性矿物对AMS贡献在构造应力分析中的作用(McCabe et al., 1985; Jackson, 1991; Richter and van der Pluijm, 1994; Martín-Hernández and Hirt, 2004; Marcén et al., 2018).另外，常见磁性矿物单晶的磁组构和岩石磁学特征对深入探讨多组分磁性组成的组构与应力变化具有重要理论意义，国外已有学者进行了相关研究(Martín-Hernández and Hirt, 2003; Haerinck et al., 2013; Biedermann et al., 2015; Hirt and Biedermann, 2019).

尽管目前还没有技术方法能够实现通过一次测量获得岩石内部抗磁性、顺磁性、铁磁性(广义)成分对AMS的各自贡献以及优选方向.但已有许多研究报道了能够实现一些常见磁性矿物组合的磁组构分离的研究方法，主要有非磁滞剩磁各向异性(anisotropy of anhysteretic remanent magnetization，AARM)和部分非磁滞剩磁各向异性(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)、低温(77 K)磁组构(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)、高场与低场磁组构(HF-AMS和LF-AMS)(Richter and van der Pluijm, 1994; Martín-Hernández and Hirt, 2001, 2004; Schmidt et al., 2007b)、等温剩磁各向异性(anisotropy of isothermal remanent magnetization, AIRM)(Borradaile and Dehls, 1993; Marcén et al., 2018)等.虽然不同方法在实现岩石不同磁组构类型的分离中也存在一定的局限性，但是，对于实际样品的磁性矿物是具有一定的方法优势，这也对获取不同磁性矿物在记录岩石变形过程的演化和AMS获得机制方面具有重要意义.

本文综述了近年来国内外不同学者提出的各种磁组构分离方法的理论创新与应用实践，各种磁组构分离方法将为解决常规磁组构结果应用于传统构造变形分析时存在的局限性与复杂性提供新的研究方法与思路.

1 磁组构起源

1.1 磁组构与剩磁组构

广义上的磁组构(AMS)包括磁化率各向异性(AMS)、非磁滞剩磁各向异性(AARM)、等温剩磁各向异性(AIRM)(Stephenson et al., 1986)和热剩磁各向异性(anisotropy of thermal remanent magnetization，ATRM)等(Cogné, 1987; Borradaile and Henry, 1997).目前，AIRM的获取主要见于古地磁研究中磁倾角浅化(Tan et al., 2003)和古地磁场强度数据的矫正(Jackson and Tauxe, 1991; Biedermann et al., 2019b)，也可以用于获得岩石中高矫顽力磁性矿物颗粒的组构信息(Biedermann et al., 2019a).由于实际中AMS结合AARM和低温AMS在岩石变形研究中最为常用，本文将重点予以讨论.

大量研究表明变形岩石的AMS起源于岩石内部磁性矿物的形状优选(shape preferred orientation, SPO)和晶格优选(lattice preferred orientation，LPO)(Tarling and Hrouda, 1993; Borradaile, 2001; Borradaile and Jackson, 2004)，岩石的成岩过程以及后期构造的应力作用、热液流体的侵入等地质过程是引起磁性矿物的SPO和LPO变化的主要因素.根据物理学定义，材料的磁化强度矢量(M)包括两部分即感应磁化强度(Mi)和剩余磁化强度(Mr)，式(1).感应磁化强度Mi与感应磁场H的比值即我们实验条件所测的磁化率，式(2)；剩磁磁化率kr为剩磁磁化强度Mr与对应的感应磁场H的比值，式(3).

M=Mi+Mr,

(1)

Mi=·H,

(2)

Mr=kr·H.

(3)

如图1a对于磁无序的材料，如顺磁性矿物和抗磁性矿物，其在外场作用下获得的感应磁化强度Mi与外场呈线性关系.因为岩石内磁性矿物组成与含量等在空间分布存在差异，在外场作用下沿着不同方向测量的磁化率大小也存在差异，即形成磁化率各向异性.AMS定义为沿着x,y,z三个方向进行磁化率测量，获得的磁化率矢量k为一个对称的二阶张量矩阵，式(4).通过求解矩阵方程获得关于磁化率k的三个特征值，得到的k1，k2，k3分别代表最大、中间和最小磁化率主轴.

图1 不同类型磁性材料的磁滞回线图(改自Richter et al., 1994; Kelso et al., 2002)(a) 顺磁性与抗磁性磁滞回线； (b) 未矫正磁滞回线； (c) 倾斜矫正后磁滞回线. 其中H是外场大小，Hs是饱和磁场大小，M是磁化强度大小，Ms是饱和磁化强度大小，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)

对于磁有序材料，如铁磁性(广义)矿物磁铁矿、磁黄铁矿等，外场撤去后还会保留部分剩磁，其在外场作用下获得剩磁磁化强度Mr与外场H呈非线性关系(图1c)，因此不能按照公式(4)来计算其感应磁化率.但是，当外场大小足够小(通常小于10～100 A·m-1)时Mr随H变化呈线性关系，此时近似无磁滞现象.因此，能够获得铁磁性矿物的非磁滞剩磁各向异性信息，类似(3)式kr也为一个对称二阶的张量矩阵，式(5)(Jackson, 1991).

(5)

1.2 AMS的岩石磁学基础

式(6)表示岩石磁化率来源于矿物类型i，Ki代表纯磁性矿物的体积磁化率，Ci代表磁性矿物体积百分比.因此，获得岩石中不同磁性矿物信息对AMS的构造解释十分关键.

K=∑iKi·Ci，∑iCi=1.

(6)

实验研究发现，当岩石内部磁铁矿矿含量达到0.5%，其磁化率数值就能极大的改变整个平均磁化率的大小，可见磁铁矿的存在对AMS的贡献是不可忽视的(Tarling and Hrouda, 1993).铁磁性矿物颗粒的形状各向异性(SPO)对以铁磁性矿物为主岩石的AMS起着重要的作用，尤其是磁铁矿的磁畴状态影响AMS的构造解释.另外，铁磁性矿物含量较高的岩石，磁性矿物颗粒之间的静磁相互作用对AMS的各向异性也会有一定的影响，影响大小取决于这些矿物颗粒的空间分布和含量(Stephenson, 1994; Muxworthy et al., 2004).

顺磁性矿物最为直接的特征是其平均体积磁化率(Km)数值较小，通常Km<500 μSI (Rochette, 1987).对于顺磁性矿物，尤其是镁铁质硅酸盐其磁化率主要为岩石内部Fe2+，Fe3+以及Mn2+在外场作用下获得的感应磁化率.室温下当这些离子质量百分含量在～0.5%以上时，此时抗磁性矿物对AMS的贡献是可以忽略的.Borradaile和Werner(1994)最早对层状硅酸盐矿物的磁化率的各向异性度(Pj)、形状因子(T)等参数进行了系统的实验研究和总结，为AMS与岩石变形特征提供了非常有价值的参考(表2).

抗磁性矿物对AMS也是有贡献的，但只有在平均磁化率(Km)很低时(通常小于15 μSI)或以碳酸盐类矿物为主要磁性矿物载体时才会考虑抗磁性矿物的AMS贡献.当多种磁性矿物组合所测样品平均磁化率大于15 μSI会认为抗磁性矿物对AMS的贡献可以忽略.表2列举了自然界主要抗磁性矿物类型以及其磁化率大小的参考值.

2 磁组构组分的分离

2.1 AARM，A(p)ARM与剩磁组分分离

2.1.1 非磁滞剩磁各向异性

几乎所有岩石内部或多或少存在微量的铁磁性矿物，虽然其含量可能非常低(通常<1%)，但是其存在就有可能记录剩磁信息.剩磁各向异性可以通过非磁滞剩磁各向异性(AARM)和等温剩磁各向异性(AIRM)等获取.尽管大多数情况硅酸盐主导的顺磁性矿物对AMS有贡献作用，但在一些构造变形过程中新生成的铁磁性矿物的组构信息也十分重要，晚期或二次氧化铁的成分可能比硅酸盐的组分更能揭示后期的变形特征(Mattsson et al., 2011; Almqvist et al., 2012).另外，由于铁磁性矿物组成岩石的体积含量通常不足1%，较顺磁性矿物而言其更容易受到成岩作用、退变质作用以及氧化作用的影响，所以其记录的信息多为次生成岩过程(Kelso et al., 2002).

McCabe等(1985)最早将AARM方法用于AMS中的铁磁性组构的分离，随后Jackson等(Jackson et al., 1988; Jackson, 1991)将该方法进行了系统的尝试和改进.Hirt(2007)对剩磁各向异性代表的构造意义进行了系统总结研究，发现通常获得的AARM与AMS的方向共轴时指示载磁矿物为同种磁性矿物或者是不同的磁性矿物记录了同一变形过程(Yokoyama et al., 2012; Biedermann et al., 2016b).Biedermann(2020)总结了AARM于AMS优势表现在：(1)AARM只针对剩磁携带的矿物，比AMS更适合于古地磁数据矫正；(2)通常用于AARM研究的磁性矿物较AMS十分有限，如磁铁矿，这有利于其构造解释；(3)单畴磁铁矿颗粒主导AMS时会形成反转磁组构增加解释的复杂性，在AARM中不会出现此类情况.由于磁性矿物的差异，AARM和AMS代表的信息可以反映不同阶段的变形作用.例如在美国明尼苏达州地区的Thomson地层中AARM获得的是原始沉积型组构，而AMS记录的则是在受后期构造作用中由绿泥石主导的磁组构(Sun et al., 1995).又如在波兰西部喀尔巴阡地区的Dukla推覆构造中磁铁矿颗粒获得AARM对构造叠加作用并不敏感，但对同一变形过程顺磁性矿物表征的AMS记录了较强的变形组构特征(Kiss et al., 2016).

目前AARM的获得分两步进行，即非磁滞剩磁(ARM)的获得和AARM测试两个阶段.ARM获得是将样品置于幅度逐渐衰减的交变磁场(AF，通常0～200 mT)中同时施加一非常弱的稳定直流磁场(通常50 μT或0.1 mT)，当AF衰减至零时，样品获得一个与直流磁场相关的剩磁，即ARM；随后，使用旋转磁力仪JR6沿着9个不同的方向测量获得AARM(McCabe et al., 1985).另外，需要特别注意的是实验条件下仪器的交变退磁场峰值为200 mT，当岩石中存在矫顽力高于200 mT的磁性矿物一般并不适合此方法，如针铁矿、赤铁矿以及部分高矫顽力的磁黄铁矿等.当高矫顽力磁性矿物普遍存在时，可以考虑进行AIRM分析.

近年来关于AMS也有理论的创新，Hrouda等(2018a, b)对AMS测量进行了更加详细深入的研究，提出了相位同步ipAMS(in-phase AMS)和非同步相位opAMS(out phase AMS)的概念.通过对比实验获得的ipAMS，opAMS与ARM的结果能够反映不同磁性矿物的组构信息，但是目前该参数广泛应用可能需要更多应用实例来证实.

2.1.2 部分非磁滞剩磁各向异性

并非所有的剩磁各向异性均可以用AARM进行一次分离获得其剩磁各向异性，例如当样品中存在不同颗粒大小的磁铁矿时，由于粒径差异而产生的形状各向异性在获得的AMS中常常表现出复合磁组构特征(Kodama and Dekkers, 2004; Biedermann et al., 2020a).对磁铁矿颗粒而言，其矫顽力通常与颗粒大小有关，前人已经给出了矿物颗粒大小(d)与矫顽力大小(Hc)的经验公式：Hc～d-n(Day et al., 1977; Dunlop and Özdemir, 1997).当岩石内不同粒径铁磁性矿物同时存在时，其形状各向异性可以根据磁性矿物矫顽力的差异进行分离.具体做法是在ARM获得过程交变磁场(AF)范围设定为多个特定窗口的磁场范围，如0～50 mT, 50～100 mT等，然后分别测量不同矫顽力范围下的AARM，即部分非磁滞剩磁各向异性(pAARM)，前者通常代表软磁组分的信息，后者代表硬磁组分的信息(Aubourg and Robion, 2002).M. Jackson的早期研究已经发现部分非磁滞剩磁各向异性能够获得岩石中铁磁性矿物磁性颗粒大小和磁畴状态的信息(Jackson et al., 1988, 1989).Nakamura和Borradaile(2001)根据变质岩中不同变质阶段多畴MD(0～3 mT)，假单畴PSD(3～15 mT)以及单畴SD(15～60 mT)磁铁矿矫顽力大小进行AARM实验来获取反映岩石不同阶段的变形作用.最近，Biedermann等(2020a，b)选取全球不同地区磁铁矿样品进行pAARM组构分离实验，将交变磁场(AF)设计成0～20 mT，20～50 mT，50～100 mT，100～200 mT等不同范围，以获得不同颗粒大小的磁铁矿颗粒分别揭示的岩石的变形特征.

总体来看，剩磁各向异性实验设计主要取决于研究样品磁性矿物的矫顽力大小，其不足就是实验测试数据获取步骤繁琐，相对AMS耗时较长.另外，非磁滞剩磁各向异性常常与低温AMS结合可用于顺磁性与铁磁性矿物混合的AMS分离.

2.2 高-低场磁组构与顺/抗/铁磁性AMS分离

铁磁性矿物的磁滞回线存在一个饱和磁化强度(Ms)(图1c)，顺磁性矿物磁化强度(M)与外场大小(H)呈正的线性关系，而抗磁性矿物则呈现负的线性关系(图1a).根据以上物理性质，当岩石中同时含有顺磁性和铁磁性矿物时，其中外场高于饱和磁场(Hs)的磁滞回线获得的信息为顺磁性矿物的贡献，低场条件下斜率为所有磁性矿物对磁化率的贡献(图1b).Richter等(1994)利用未矫正磁滞回线处在高场与低场的斜率的比值来估算样品中顺磁性和铁磁性百分含量.因此，在高场实验条件是可以实现顺磁性与铁磁性组构的分离.

很早就有学者尝试使用高场进行磁化率各向异性的理论及实验研究(Owens and Bamford, 1976; Ellwood, 1978; Parma, 1988; Hrouda and Jelínek, 1990; Bergmuller et al., 1994; Martín-Hernández and Hirt, 2001)，实验使用的是扭矩磁强计(Torque Magnetometor).对于天然岩石样品，磁扭矩是岩石中所有抗磁性、顺磁性和铁磁性矿物共同作用的结果.通过物理模型中获得的磁化率各向异性试样在外加磁场中所获得的磁转矩与磁化率张量联系起来(Martín-Hernández and Hirt, 2001; Martín-Hernández et al., 2006)可以进行不同磁性矿物组构分离.虽然扭矩磁强计并不是所有的古地磁实验室都有的常规仪器，但是在进行磁组构成分分离以及单晶磁性矿物各向异性参数测试中有较广泛应用(Martín-Hernández et al., 2008).近年来有学者尝试自制样品测试架用Princeton公司振动样品磁力仪(VSM)进行高场AMS测试以达到高场(最大2 T)分离不同磁性矿物AMS的目的(Kelso et al., 2002).

2.2.1 顺磁性与铁磁性组构的分离

在高场作用下实现顺磁性与铁磁性组构分离的主要原理是饱和磁场以上顺磁性矿物的组构与外场大小呈现线性增大的特征，而铁磁性矿物的磁化强度不再变化.上述方法的实现是假设测试样品中所有铁磁性矿物在外场作用下能够达到其饱和磁化强度.根据不同磁性矿物矫顽力大小的差异，磁铁矿和磁赤铁矿外场通常最大在300 mT左右；而磁黄铁矿则在600 mT能够达到饱和，但是对于高矫顽力的针铁矿(Hs>6 T)和赤铁矿通常实验条件很难使其饱和(Martn-Hernández and Hirt, 2001,2004).Martín-Hernández和Hirt(2001)运用高场测试，如图2在实验条件下成功实现了花岗岩、橄榄岩和蛇绿岩中磁铁矿、赤铁矿和磁黄铁矿三种不同矫顽力大小磁性矿物AMS的信息.

2.2.2 抗磁性与顺磁性组构的分离

在高场作用下也可实现顺磁性和抗磁性组构的分离，因为扭矩测量中高于饱和磁场铁磁性矿物表征的各向异性引起的扭矩是一个常数，并且Kpara/dia(顺磁性与抗磁性磁化率比值)的各向异性所产生的扭矩与施加磁场的平方成正比增加(Hrouda and Jelínek, 1990; Martín-Hernández and Hirt, 2001).低温、高场扭矩测量的引入能够将与温度无关的抗磁矿物组构和与温度相关的顺磁AMS分离开来(Schmidt et al.，2007a).为了分离岩石中顺磁性矿物与抗磁性矿物组成对AMS的贡献，Schmidt等(2007b)提出了P77参数的概念，这种方法是扭矩磁力仪分别在室温和低温环境下进行测试.低温(77 K)液氮条件下的低场磁化率各向异性(LF-AMS)与高场磁化率各向异性(HF-AMS)比值常量P77(式(7)) 用于区分碳酸盐岩中抗磁性的组分.其中高场AMS测试过程的外场最大可以达到1.5 T.根据P77参数的相对参考值的变化可以用来判断岩石中抗磁性矿物和顺磁性矿物对AMS的贡献.

(7)

这种方法用于分离抗磁性组分的AMS存在一定的局限性，它要求研究样品中顺磁性矿物呈现完美的压扁或拉长的AMS椭球体，且在低温和室温下具有完全一致的主轴方向，实验测量中磁扭矩完全是由顺磁性和抗磁性矿物的贡献而产生的.这种方法特别适合于测量含云母质碳酸盐岩的抗磁性组构，获得足够可以记录白云石化前的早期变形或原生沉积作用；它也能用于获得由抗磁性碳酸盐基质主导的AMS和方解石中由顺磁性矿物记录的AMS(Schmidt et al., 2007b).

2.3 低温AMS与顺磁性组构分离

顺磁性物质的磁化率是温度的函数，一部分服从居里定律，更多服从居里-外斯定律(Curie-Weiss) (Cullity, 1972)，=C/(T-Tc)(C为矿物的居里常数，Tc为顺磁性矿物的居里温度，T为环境温度).根据居里-外斯定律，为体积磁化率，对于特定的顺磁性矿物Tc为固定常数，在温度T降低时顺磁性矿物的磁化率得到加强，低温AMS指的是样品在77 K(液氮的沸点)进行AMS测试.顺磁性矿物磁化率大小在低温下随环境温度降低而急剧增大，而抗磁性矿物低温条件下磁化率变化与温度无关；铁磁性矿物只存在少数的低温转换点，并且在低温下颗粒形状各向异性不再主导岩石的AMS.根据居里-外斯定律顺磁性矿物在液氮(77 K)中的磁化率比常温(293 K)时增加(297/77)约3.8倍，例如实验条件下云母在低温下测得磁化率是常温下的3.7倍(Lüneburg et al., 1999; Parés and van der Pluijm, 2014).据此可用于定量分析并获得AMS中顺磁性矿物和铁磁性矿物磁组构对AMS的贡献.另外，实验时根据样品实际情况低温AMS与室温AMS以及AARM结合还可以用于分离获得顺磁性和铁磁性的组构信息(Issachar et al., 2018).

图2 高场条件扭矩磁强计组构分离结果图(改自Martín-Hernández and Hirt, 2001)(a,d,g)四种不同大小磁场中，单位体积的扭矩作为角度的函数；(b,e,h) 2θ项作为B2的函数在三个相互正交的平面进行测量的结果，黑色、空心分别表示cosn θ项和sinn θ项的系数，样品it102b、oj202a和ca302a分别代表花岗岩、橄榄岩和蛇纹岩；(c,f,i)样品坐标系下花岗岩、橄榄岩和蛇纹岩下半球等面积赤平投影，低场AMS方向用黑色表示，空心表示顺磁性矿物磁化率主轴的方向，灰色表示铁磁性矿物磁化率主轴的方向，P和F分别表示顺磁性组构和铁磁性矿物的组构贡献.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)最早尝试将天然未加热砂岩样品进行低温AMS测试，研究发现低场低温条件下获得的AMS大多数来自砂岩中顺磁性矿物的贡献.此方法能够对铁磁性矿物和顺磁性同时存在的样品进行顺磁性矿物磁组构信息的提取，同时可以粗略推算和确认样品中顺磁性、铁磁性的相对含量.但是实际该实验选取的样品磁性矿物组成相对较单一，样品从液氮取出在空气中会升温得到的结果误差较大.卡帕桥磁化率仪是目前使用最多的磁化率测量仪器，如何实现样品在低温环境下使用常规仪器测量一直是很多研究者期待解决的问题.Lüneburg等(1999)最早尝试将样品连同样品架在液氮中冷却30 min，然后取出在空气中用ACIGO公司的KappaBridge-2实现AMS的直接测量.另外，Richter和Van der Pluijm等在Thomas Schultz-Krutisch方法的基础上进行了更为详细的研究工作，他们开展多种磁性矿物组分和含量变化条件下低温磁化率与温度的研究(Richter and van der Pluijm, 1994)，先后克服了Lüneburg等在测量AMS时样品冷却不均匀的问题，其实验过程采用定制的杜瓦玻璃烧瓶和自制样品架，能够实现测试过程样品始终处于低温液氮环境(Parés and van der Pluijm, 2002, 2014).

总体来看，低温AMS测试方法主要有两种，其一是将测试样品置于液氮中进行测量(Parés and van der Pluijm, 2002)；另一种是将样品在液氮中放置一定的时间，然后取出来在空气中进行测量(Lüneburg et al., 1999).前者克服了样品测试过程冷却不均匀的问题，但是测试所用自制的样品架不适合所有的磁化率测量仪；后者的缺点非常明显，即样品冷却后拿出测量过程温度会升高，获得低温AMS测试结果依旧存在较大误差.

Issachar等(2016，2017)系统总结了前人在低温AMS测量方法的不足，提出了在空气中用ACIGO公司KappaBridge-4S对低温AMS测量仪器漂移和测量误差的改进方法.实验研究中发现在液氮冷却后的样品在空气中进行AMS测量结果常常发生漂移，这是由于冷却样品的过度低温使得测量线圈温度过低所致；改进后样品测试时用聚四氟乙烯胶带(生胶带)将样品包裹起来，同时在卡帕桥测试腔体周围环上一圈固体硅橡胶隔热片，测试结果与改进前测试结果误差得到明显的改善，并且定量给出获得低温AMS矫正的参考值.实验结果表明LT-AMS的平均磁化率较RT-AMS显著增大，磁化率主轴K3的方向分布比RT-AMS更密集和集中(图3).

同时，Issachar等(2016)提出了对于纯的顺磁性矿物其在低温下的磁化率大小大约是常温下的3.2倍，这一数值修正了Lüneburg等(1999)提出的3.8倍.Issachar等(2019)给出了判别公式用于分析岩石中主要磁性矿物对AMS贡献，通过绘制KRT-AMS/KLT-AMS比值回归曲线可以定量估算样品中顺磁性和铁磁性矿物的百分含量(图4).例如在以色列死海盆地走滑断层变形特征研究中已经根据此方法在AMS研究时定量确定岩石中铁磁性、顺磁性以及抗磁性矿物的组成对AMS贡献的百分含量(Issachar et al., 2019; Elhanati et al., 2020).表1总结了目前用于AMS组构信息分离的常见方法.

3 AMS与构造变形分析

AMS磁化率椭球体三个主轴(K1，K2，K3)被描述为磁化率椭球体的三个主轴并决定其形状，与应变椭球体的X，Y和Z三个轴在一定情况下存在一定的对应关系，因此可以用于反映岩石构造变形特征(Borradaile and Jackson, 2010).但是，这种两个张量之间的同轴性只有当占主导地位的AMS载体的磁轴与其形状各向异性的磁轴相对应时才成立，这也是我们通常看到的“正常”组构，此时AMS主轴与变形磁性矿物晶轴存在很高的重合度(Ferré et al., 2014).对于一些存在“反转磁组构”的磁性矿物，如单畴磁铁矿颗粒的AMS主轴与其矿物晶轴之间并不适用.AMS与变形岩石的研究中磁面理和磁线理分别定义为磁线理L=K1/K3，磁面理为K1与K2轴共面的赤平投影面.

在进行AMS与变形岩石的研究过程中主要的变形参数如形状因子(T)和各向异性度(Pj)随着变形程度加强存在一定的变化规律，如图5所示前人总结出砂泥岩递进变形过程中T-Pj图一般的变化特征，对很多碎屑岩变形区的AMS构造解释具有一定参考意义.

3.1 变形参数T和Pj的构造意义

3.1.1 AMS椭球体变形参数T和Pj

AMS研究中引入形状因子T和各向异性度Pj的概念，在应变分析时常常用来反映岩石的变形程度.各向异性度初始定义为K1/K3(Nagata,1961)，矫正后的各向异性度Pj定义为式(8)(Jelinek, 1981).通常各向异性度Pj与岩石的变形强度呈正相关，Pj是AMS椭球偏离球体的程度的量度，当岩石中矿物没有优选时各向异性度等于1，AMS椭球体为球体.

(8)

使用Jelinek(1981)的定义，对于所有的含铁硅酸盐矿物组合而言，大量研究发现其Pj值均不超过1.35(Rochette, 1987; Rochette et al., 1992)，目前普遍认为当Pj值大于1.35是样品中混有铁磁性组分的贡献(Amrouch et al., 2010; Hrouda, 2010).对于大多数变形岩石而言，Pj一般在1.05～2.5之间(Parés, 2004).一般情况下，在泥质岩中岩石各向异性度会随着岩石变形程度的增大而出现递增的趋势.

图3 四块不同采点样品的LT-AMS与RT-AMS结果对比图(据Issachar，2017)Km是平均磁化率，下半球等面积赤平投影，最大磁化率主轴(K1)、中间磁化率主轴(K2)以及最小磁化率主轴(K3)分别用蓝色、绿色以及紫色表示；T形状因子，P各向异性度.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 主要磁各向异性测量技术和物性测量的优缺点总结(Martín-Hernández and Ferré, 2007)Table 1 Summary of some magnetic anisotropy techniques, physical property measured, advantages and disadvantages (Martín-Hernández and Ferré, 2007)

续表1

图4 (a)盐丘内样品的低温平均磁化率()与室温平均磁化率()，其中灰色直线代表岩石中顺磁性和铁磁性含量的理论关系，此处忽略抗磁性的贡献；(b)计算获得顺磁性和铁磁性矿物对贡献(据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)

形状因子T定义为式(9)：

T=(2η2-η1-η3)/(η1-η3),

(9)

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

形状因子T的大小能直接反映AMS应变椭球体的形状，当-1≤T≤0时AMS表现为拉长的椭球形，当0≤T≤1时AMS表现为扁平的椭球形.岩石内部顺磁性的层状硅酸盐矿物如黑云母、白云母、绿泥石等最为常见，也是对AMS重要贡献的磁性矿物组成.Martín-Hernández和Hirt(2003)利用高场-低场测试方法更新了前人对白云母和绿泥石单晶的Pj值(表2)，Haerinck等(2013)对硬绿泥石矿物单晶在高场下的T和Pj进行了详细研究，发现Pj(1.47)值高于常规硅酸盐矿物的上限值(1.35).

根据表2磁性矿物的实验结果数据研究不难发现对于未发生变形的磁性矿物单晶其本征T数值已为“偏平”的椭球体，因此不少学者(Borradaile and Jackson, 2010; Ferré et al., 2014)反对将形状因子T直接用于表征岩石变形程度.尤其在韧性剪切带的塑性变形岩石研究中，目前的AMS测试结果不能直接用于韧性剪切带S-C复合组构的构造解释(Ferré et al., 2014).

表2 常见磁性矿物的平均磁化率(Km)，各向异性度(Pj)和形状因子(T)的参考值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 变形分析中T与Pj的影响因素

磁性矿物的类型、含量，岩石受到应力大小、经历的变质过程以及温度变化等都会影响T与Pj的大小.岩石中磁性矿物的含量，尤其是铁磁性矿物含量的变化对整个AMS的平均磁化率、形状因子(T)和矫正的各向异性度(Pj)有极大的影响(Borradaile and Jackson, 2010).例如当岩石中以磁铁矿和黑云母为主要的AMS贡献矿物时，随着磁铁矿含量从0.01‰, 0.1‰至1‰，T和Pj值呈现明显减小的特征，平均磁化率从1180 μSI增大至3560 μSI，K1轴的分布也呈现向磁铁矿分布集中区聚集(Borradaile and Jackson, 2004).岩石中Pj与T值的变化除了受到应力作用会发生变化外，变质作用也会影响岩石平均磁化率、Pj和T值大小，一般从绿片岩相到榴辉岩相磁化率的大小会随着变质程度的增加而变大(Jackson and Tauxe, 1991).但是，在变形与变质区岩石内部应变与变质结晶的相对作用并不容易区分，Nakamura和Borradaile(2004)提出了一种k-T-Pj图的三维分析模式(图6)，能够清晰识别出不同变质程度条件下Pj与T的变化，这种AMS变形参数的三维图也可以推广到AMS应变椭球形状的分析中.对于常见层状硅酸盐矿物单晶而言，矿物类型影响其各向异性度Pj的大小，例如黑云母比绿泥石和白云母具有更大的各向异性度；层状硅酸盐矿物相随着温度降低黑云母的Pj值存在急剧增大的特征(Parés and van der Pluijm, 2002; Biedermann et al., 2014)，例如低温AMS实验发现77 K时获得的样品的Pj值普遍低于常温(293 K)下所测值(图3).针铁矿、赤铁矿等一些矫顽力较高的铁磁性矿矿物通常表现出特别高的各向异性度，这种较大的各向异性度通常与矿物本身的磁晶各向异性和形状各向异性有关(Tarling and Hrouda, 1993).因此，在使用T和Pj进行构造变形特征分析时需要综合考虑岩石构造特征、岩石磁学以及岩石学等的信息.

图5 递进变形过程中AMS应变椭球体形态的演化图(改自Parés, 2004; McCarthy et al.，2015)(a)形状因子(Tj)与矫正的各向异性度(Pj)在递进变形过程中随应变强度递增的变化，四类代表性组构变化图据Ramsay and Huber (1983)； (b) 递进变形中(LPS)四类AMS的磁化率主轴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).

图6 传统的Pj-T图，用95%置信(虚线)作为回归线(a)，(b)与新的3D投影图和Jelinek图(c)(据Nakamura and Borradaile, 2004)岩性分别为方辉橄榄岩和蛇纹岩，n为样品数，R为回归系数.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 矿物单晶的AMS与岩石变形

熟悉一些磁性矿物单晶的岩石磁学特征有助于AMS的研究，可以获得更可靠和定量的构造解释(Borradaile and Jackson, 2010；Biedermann, 2018).Biedermann将影响磁组构形成的因素归纳为以下三个方面：(1)磁晶各向异性与矿物结晶学的优选方向(CPO)的结合；(2)强磁性颗粒的形状各向异性与形状优选方向(SPO)的结合；(3)非随机分布强磁性颗粒间的静磁相互作用引起的分布各向异性(Biedermann et al., 2020b).以上三种因素表明在微观尺度磁性矿物的各向异性与磁性矿物晶体习性及本身物性密切相关.磁性矿物单晶的AMS主要表现在磁晶各向异性、晶体形态以及矿物的空间排列方式的各向异性(Borradaile and Jackson, 2010; Hirt and Biedermann, 2019).矿物单晶磁化率各向异性也能用于定量推测岩石的磁组构信息，可作为岩石AMS变形特征解释的重要参考.

3.2.1 铁磁性颗粒与形状各向异性

Uyeda等(1963)给出了单晶磁性矿物颗粒受控于形状各向异性的公式(10)以及磁化率测量值Ki与内禀磁化率K0之间的关系方程(11).

(10)

(11)

其中P为磁性矿物单晶的各向异性，K0为内禀磁化率(也称本征磁化率)，Ki为实测磁化率.K0与磁性矿物颗粒的形状各向异性有关，而矿物的形状决定了退磁因子N的大小，Na和Nb分别为沿着矿物长轴和短轴方向的退磁因子，如磁铁矿单晶颗粒N=1/3.铁磁性矿物颗粒的几何形态很大程度影响了其磁组构特征(图7a)，如稳定的单畴磁铁矿颗粒产生反转AMS的原因是其存在零场易磁化轴在极弱的外场作用下会偏离易磁化方向，并与之垂直(Potter and Stephenson, 1988).另外，晶体对称性比较低的单斜磁黄铁矿同时受磁晶各向异性和形状的影响(Borradaile and Jackson, 2004；Deer et al., 2009)，赤铁矿也具有很强的磁晶各向异性，Pj可以达到10以上(Hrouda, 2002a, 2002b; Martín-Hernández et al., 2008).岩石中主要磁性矿物颗粒的形状的各向异性也会影响到岩石的磁化率椭球体的形状，例如一些面理较线理更为发育的板岩中也会出现拉长的AMS椭球体(T<0)(Borradaile and Jackson, 2010).

3.2.2 顺磁性矿物单晶与磁晶各向异性

顺磁性与抗磁性矿物磁化率比较小，在外场作用下退磁效应产生的K0是可以忽略的.但磁晶各向异性明显影响其磁化率大小和AMS主轴方向(Uyeda et al., 1963；Borradaile and Jackson, 2004)，对于大多数硅酸盐矿物其晶体习性与AMS之间存在很大的关联性.例如多数硅酸盐矿物其长轴方向与AMS的K1轴近于平行，K3轴近于垂直矿物晶体底面(图7d)(Borradaile and Jackson, 2010).就对称性而言，大多数磁性矿物为单斜或三斜晶系，其中必然存在一组磁化率主轴与晶轴之间斜交(图7b,c).极少顺磁性矿物表现反转磁组构，如堇青石和电气石其晶体中表现出c轴(拉长轴)与K1轴对应(Rochette et al., 1992).顺磁性矿物中比较重要的有黑云母、绿泥石和白云母，它们作为层状硅酸盐矿物在岩石中分布很广.晶体学研究表明在单斜晶系绿泥石、黑云母中Fe原子位于八面体内部(图7d)(Deer et al., 2009)，其中黑云母的各向异性度一般高于其他层状硅酸盐矿物，并且在低温环境下其磁化率随温度变化特征明显(Parés and van der Pluijm, 2002)，这是因为在77 K时铁离子之间的相互作用发生在底面之内而不是底面之间(Biedermann et al., 2014).

3.2.3 抗磁性矿物单晶的AMS

岩石中常见抗磁性矿物为石英、长石和方解石这三种，方解石主要出现在碳酸盐岩中.石英和长石因为磁化率非常低，它们在岩石中对磁化率各向异性的贡献通常会被少量的含镁铁质矿物所压制，其AMS的研究较少(Biedermann et al., 2016a).由于长石类矿物的种类较多，其磁化率大小通常与其矿物化学计量数有关，有正值也有负值(Biedermann, 2018).在碳酸盐岩中磁性矿物既可以表现为顺磁性也可以为抗磁性，这也与其中含铁的百分含量有关(图7e).Schmidt等(2006，2007a)在抗磁性方解石单晶的研究中发现方解石中的Ca2+被Fe或Mn替代，纯的单晶方解石(<2‰的Fe)Fe含量增加至4‰时，AMS椭球体由旋转压扁状转变成拉长的椭球体.

图7 常见矿物单晶晶轴和磁化率主轴方向及内部Fe含量变化与磁化率(K)与形状因子(U)之间的函数关系(据Biedermann，2018)(1 ppm=10-6)(a，b,c)磁铁矿、赤铁矿、磁赤铁矿、钛磁铁矿晶轴与磁化率主轴方向关系；(d，e)层状硅酸盐类矿物和碳酸盐类矿物晶形，晶轴与磁化率主轴空间位置关系(左)，磁化率随Fe含量的变化(中)，形状因子U随Fe含量变化的关系(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.

图8 褶皱逆冲带观测到岩石递进变形的磁组构演化经典序列(据Almqvist and Koyi, 2018) (a) 随着缩短量的增加，磁线理(K1)和磁面理(磁面理极点K3)的四个阶段几何形态的变化； (b) 由右至左依次为LPS不发育的沉积组构至LPS强烈发育时覆盖S0面理，线条的宽度指示了层面或构造面理的相对强度.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 岩石变形与AMS分析

3.3.1 共轴递进变形与LPS组构

在褶皱与逆冲变形带的前陆AMS研究中常常会发现这种形成于褶皱变形之前平行于层面缩短的组构，简称为LPS(layer parallel shortening)(Engelder and Geiser, 1979; Geiser, 1988; Ong et al., 2007).LPS组构的磁线理与地层走向是一致的，即K1轴平行于地层走向(Yonkee and Weil, 2010).如图8a所示，LPS产生于共轴递进变形过程中，随着递进变形程度的加大，K3轴从垂直层面位置逐渐转向与层面走向垂直，对应的组构类型为磁面理与层面共面的沉积组构向磁面理与磁线理均发育的构造组构转变，当达到强LPS时构造S0面已经完全被构造组构替换(Almqvist and Koyi, 2018)(图8b).LPS的形成在早期表现为沉积组构(无LPS)，岩石内部变形微观机制以矿物的压溶和胶结作用为主，随着应力的增大与岩石空间位置的变化，LPS在靠近转换带宏观变形表现出矿物颗粒定向排列发育的线理，高LPS时，已经开始出现微褶皱.

LPS的磁化率椭球体通常表现出压扁的椭球形态，其在反映造山带早期岩石微观三维应变特征时具有重要意义.目前运用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)识别出LPS.国内在青藏高原东南缘的贡觉盆地沉积物AMS研究中也发现形成于约白垩纪末期(～67 Ma)的LPS(Li et al., 2020).但是在强变形区这种早期的变形组构LPS多数会被后期的构造变形叠加改造，因此通常很难被保存下来.Almqvist和Koyi(2018)通过沙箱模拟实验研究预测褶皱逆冲带的前陆、转换带以及后陆三个构造单元的变形特征的AMS结果，发现从初始沉积组构到构造组构的磁组构均呈近线性的转变，反映了前陆向内陆变形的渐进转变(图8b).

3.3.2 AMS与剪切变形作用

图9 (a) 简单剪切变形模型中有限应变椭球主轴(Z轴，X轴)与(b)AMS椭球主轴(K3，K1)方向和夹角的关系(据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)

自然界岩石剪切变形现象十分常见，在脆性断层带、糜棱岩带以及其他韧性剪切带都可以观测到大量的剪切变形，剪切变形过程磁组构研究一直也是热点话题(Borradaile et al., 1988; Housen et al., 1995；Ferré et al., 2014).在简单剪切变形中，根据剪应变(γ)大小不同，AMS应变椭球体形状是可以用于指示剪切应变方向.当剪应变强度较小时(通常γ<3)应变椭球体的长轴X与短半轴Z与AMS应变椭球体K1和K3能够很好对应起来(Housen et al., 1995)；但是随着剪切应力的增大，磁面理与剪切面之间夹角通常会非常小，这是因为面理的产状会随着位置的变化而变化(Zhou et al., 2002).如图9简单剪切变形中剪应变大小可以根据Ramsay和Huber(1983)提出的经验公式：γ=tanψ=2/tan2θ进行计算，其中θ为K1与剪切面之间的锐夹角.

纯剪切变形过程剪切带磁组构通常表现为K1轴(磁线理)平行于剪切方向，磁面理与剪切面(或面理)平行.Borradaile等(1988)最早在实验室研究中发现随着剪切应力的快速增大，AMS椭球体迅速向压扁椭球体转变.而岩石剪切变形过程的微观变形机制也会影响AMS的结果，韧性剪切带附近通常发生以位错蠕变和扩散蠕变主导的两类变形机制；在较高的应力和较大的晶粒尺寸下，位错蠕变机制将占主导地位，而在低应力和较小的晶粒尺寸下，扩散蠕变机制将变得更重要(Housen et al., 1995).另外，剪切带变形过程通常伴随高压流体生成，这会促进变质作用以及剪切带特有的磁性矿物的生成(如, Housen et al., 1995; Aranguren et al., 1996; Aubourg et al., 2000)，因此，运用剪切带附近的AMS应力分析时需要区分变形岩石与热液流体中引入磁性矿物对采集样品的影响.

3.3.3 AMS与复合组构

复合组构(composite fabric)是AMS与岩石变形过程十分常见的组构类型，复合组构是指岩石中存在多种磁性矿物对AMS有贡献时，会产生沿着多个方向的优选组构，实验室测得的组构是这些优选组构的综合反映(Housen et al., 1993).例如常见的韧性剪切带中的S-C组构中磁面理平行于S面理与C面理的平分面(Aranguren et al., 1996; Tomezzoli et al., 2003; Sidman et al., 2005)随着变形作用加强，磁线理旋转至与剪切面平行；另外在劈理面发育的板岩中磁线理(K1轴)平行于劈理面与层面的交线(交面线理)也是常见的复合组构(Borradaile and Tarling, 1981; Housen et al., 1993)，复合组构的深入研究大多也是聚焦其中不同磁性矿物组构信息的分离工作(Aubourg et al., 1995).变形岩石中复合组构的AMS的解释的关键点就要确定磁性矿物的类型，以及将岩石磁组构的信息与宏观变形组构信息进行对比分析，当磁性矿物载体有多种来源时，可以考虑进行组构分离.

4 磁组构分离与构造变形应用

4.1 AMS，AARM和pAARM

扎格罗斯Makran褶皱逆冲带发育一套中新世至上新世的复理石沉积岩，磁铁矿和少量胶黄铁矿为主要载磁矿物，为了分离不同类型和粒径(或磁畴)磁性矿物组构的构造信息，Aubourg和Robion(2002)同时开展了室温低场AMS和非磁滞剩磁各向异性的研究.在AARM测试中，ARM获取时交变磁场的最大值分别设为50 mT和100 mT，以分别获取软磁组分和硬磁组分的AARM.如图10a室温下常规AMS与软磁组分AARM、硬磁组分AARM结果对比发现，软磁组分AARM和硬磁组分AARM的K1和K3轴分布并不重合，硬磁和软磁AARM的各向异性度Pj也均高于常规AMS的结果.而Z60点位样品存在胶黄铁矿，因为胶黄铁矿在400 ℃以上时完全解阻，实验最后将样品加热至700 ℃并在磁屏蔽炉冷却至室温后再进行AMS测试.Z60样品加热前后得到的磁面理几乎都是平行于层面，但是磁线理的方向变化显著，软磁组分AARM的磁面理与层面平行，但硬磁组分AARM的磁面理与层面近垂直(图10b).据此判断加热后的AMS和软磁组分AARM代表磁铁矿的组构信息，而硬磁组分AARM则代表胶黄铁矿的磁组构，细颗粒的磁铁矿与层面垂直，粗颗粒的与层面平行.

图10 Makran地区AMS和pAARM结果(据Aubourg and Robion, 2002)(a) 含磁铁矿的样品Z109取自褶皱翼部； (b) Z60样品含有胶黄铁矿，其中AMS加热样品是在室温下空气中加热至700 ℃，并在磁屏蔽炉内冷却至室温. 虚线：磁面理，实线：层面.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 低温AMS、高场AMS与AARM

4.2.1 RT-AMS、LT-AMS及AARM

在比利牛斯山中西部的Sierras地区的构造变形研究中，为了揭示少量铁磁性矿物对AMS结果的影响，选取部分采点的AMS测试同时进行了LT-AMS和AARM的研究.测试结果呈现两种主要特征：LT-AMS、AARM既有表现出与AMS结果一致(点位5)，也有不一致的(点位8)(图11).点位5LT-AMS与常温AMS有一致的方向特征表明顺磁性矿物的优选主导了AMS的方向，研究认为这一结果是同沉积时期的LPS组构的主要特征.而点位8中AARM与常温AMS的K1表现出较好的方向一致性，表明此处铁磁性矿物主导AMS.其中AARM磁线理与AMS磁面理均为NNE方向，这一结果与区域构造缩短方向一致.进一步研究表明以绿泥石与白云母等顺磁性主导的AMS优选代表构造早期变形，而未经历矿物转变的磁铁矿主导的AARM则与变形后期近水平(NEE)剪切作用的劈理形成有关(Oliva-Urcia et al., 2009).

4.2.2 RT-AMS、LT-AMS及HF-AMS

García-Lasanta等(2014)在伊比利亚半岛中生代的Cameros盆地开展了AMS研究，试图反演其中生代构造演化特征.研究地层的AMS主要磁性矿物组成由顺磁性矿物(含云母的矿物)贡献，少数采样点出现铁磁性矿物(磁铁矿、赤铁矿)对AMS贡献.运用室温低场AMS、低温低场AMS以及室温高场AMS的测试结果对比分析进行磁组构信息的分离.选取13个点位96块样品进行低温低场AMS测试，获得低温低场条件下样品平均磁化率约为室温下的2.5倍，这一数据低于理论条件下纯净顺磁性组分与室温下平均磁化率比值3.8，由此推测样品中存在部分铁磁性矿物对AMS的贡献.如图12其中G7采点中低场LT-AMS测量的结果与高场RT-AMS测量结果数据一致性较好，证实了在该样品中顺磁性矿物主要对AMS贡献.而对比高低场以及室温和低温AMS(图12a与c)的结果可以进一步确定顺磁性矿物为该研究区AMS的主要贡献.

图11 点位8和点位5 RT-AMS(左)，LT-AMS(中)和AARM(右)磁化率主轴赤平投影(等面积下半球)结果，其中MS和ZM分别代表钻取岩心点位为Marbore′地层含褐铁矿的砂岩和Zuriza地层泥灰岩(据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)

图12 Cameros盆地AMS样品低场室温AMS(LF-AMS(RT))、低场低温AMS(LF-AMS(LT))以及高场室温AMS(HF-AMS(RT))测试结果对比图(据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 结论

(1)从测量技术来看，常规卡帕桥测量获得的AMS实际是一种复合组构信息，反映了岩石中所有磁性矿物对AMS的贡献.AARM(或pAARM)常用于获得岩石中铁磁性矿物相的组构信息，在分离以磁铁矿为主的AMS有着独特的方法优势；HF-AMS和AIRM则主要用于分离岩石中磁组构由高矫顽力(如赤铁矿、针铁矿)或顺磁性矿物组成对AMS的贡献；LT-AMS在测量以顺磁性矿物为主的组构信息有加强的作用，在铁磁性和顺磁性组构混合中可以实现顺磁性组构分离.

(2)对变形岩石的磁组构进行构造解释前，需要详细的岩石磁学工作对研究对象的磁性矿物进行鉴定，在确定主要AMS贡献的磁性矿物组成后，考虑是否有必要进一步的磁组构分离.当存在多种磁性矿物对AMS贡献且各组成不可忽视时，需根据磁性矿物的岩石磁学特征(如矫顽力大小，饱和磁场强度等)设计合理的实验方法逐一分离，在此基础上进一步准确获得其中不同磁性矿物AMS所反映的构造信息.

(3)磁性矿物单晶AMS的各向异性受控于矿物的晶体形态、磁晶各向异性以及磁致伸缩效应等，获取单晶磁性矿物的各向异性参数有助于准确评估其对整个岩石各向异性的影响.常见LPS组构、剪切组构和复合组构的特征对复杂变形岩石的构造特征分析具有重要的参考价值.

致谢感谢南京大学李永祥教授和中国地质大学(北京)杨天水教授对文稿仔细评阅并提出诸多宝贵的修改意见；中国地质科学院地质力学研究所王开博士后在成文过程给予一定修改意见，在此表示感谢.