磁化率和温度、频率有关系，这非常好理解。磁化率和外加场还有关系吗？

这又可以分为两种情况。当外加场很小的时候，无论是单畴还是多畴，它的磁矩变化可逆，所以大部分仪器都用低场（比如0.4 mT = 4 Oe）磁化样品，进行磁化率测量。MPMS系统一般设置为0.4 mT这个量级。外场再大，磁矩变化可能就变为不可逆。

除了这个原因，我们要对尼尔理论进行一点扩展：

t = t₀exp（m₀VM_SH_K/ kT*（1-H₀/H_K）²）                

和之前的公式相比较，我们会发现在分母那里多了一个小后缀（1-H₀/H_K）。微观矫顽力H_K是mT 级别，外加磁场H₀则是mT级别，差了好几个数量级。可见，随着H₀逐渐增大，沿着H₀的方向，t会逐渐减小。而在外场的反方向，t会随着外场增大逐渐增大。也就是说，颗粒更加容易平行于H₀的方向排列。

外场能够影响SD颗粒的t，而t又和T_B正相关，因此，外场的改变也能引起SD颗粒的解阻温度的改变。具体来讲，随着外场的增大，其解阻温度向低温方向移动。

对某些大的SD颗粒，其解阻温度高于300 K，也就是说需要加热才能让其解阻。可是，加热会影响物质化学稳定性，这可怎么办呢?

我们不妨把外场加大一些，当然，肯定不能加到很大，要适当！比如尝试把外场从4 Oe加大到8 Oe。这时候，样品的T_B可能就会降低到300 K之下，不用往高温加热，也可以探测到样品的解阻行为了。

目前，相对于磁化率的频率和温度特性，对其外加场特性研究还不够深入。从原理上讲，驰豫时间t也是外加场和H_K的函数，由于不同矿物的H_K不同，其磁化率随着H₀的变化曲线也不尽相同。因此，可以通过研究K-H曲线来区分一些具有不同矫顽力的矿物行为。MFK磁化率仪器已经拥有了k-H测量方式。

对于铁磁性和亚铁磁性物质（比如单质铁、磁铁矿和磁赤铁矿），其磁化率最高。相较之下，反铁磁性物质（比如赤铁矿和针铁矿）的磁化率则低得多。因此，样品中即使含有很少量的磁铁矿和磁赤铁矿，样品的磁化率也常常受它们控制。这在中国黄土和古土壤中表现得非常明显。黄土高原的古土壤中含有大量的赤铁矿，从绝对含量上来看，赤铁矿才是主导矿物，但是，古土壤的磁化率却是由磁赤铁矿控制。

对于比较大的SD磁铁矿，当样品完全均匀氧化成磁赤铁矿时，由于Ms的整体降低，其磁化率会降低。但是对于刚好处于SP/SD临界值之上的磁铁矿颗粒，当它均匀氧化成磁赤铁矿时，由于驰豫时间减小，会从SD状态变为SP状态，反而使磁化率大幅度增加。对于粒径很粗的准单畴（PSD）、多畴颗粒，很难被均匀氧化，一般会在颗粒的表面形成细颗粒的磁赤铁矿膜，这样其整体磁性的变化就会非常复杂。

      当磁性矿物的晶格中含有杂质时，其磁化率随着矿物的纯度（Stoichiometry）的降低而呈复杂的变化。比如，对于纯的赤铁矿和针铁矿，其磁性非常低。当晶格中含有微量杂质时（比如铝），其磁性会随着铝含量的变化而变化。

这涉及到两种截然不同的影响。

反铁磁性物质的磁性很低，这是因为相邻两层（A和B）Fe³⁺的磁矩完全反向，互相抵消。如果掺入一些杂质，并优先替代某一层中的Fe³⁺，会使得这两层Fe³⁺的含量不再相等，从而整体上产生磁性。但是，如果Al³⁺在A层和B层是均匀替代，那么就不会产生额外的磁性。由于Al³⁺没有磁性，反而会产生稀释效应，让磁性整体降低。

有了这个模型基础，我们来看看合成样品的性质。当Almol%<6%时，含铝赤铁矿（Al-Hm）的磁化率下降，说明Al³⁺在A层和B层几乎时均匀替代Fe³⁺，稀释作用占主导，磁化率下降。之后，Al-Hm的磁化率随着Al³⁺替代浓度的增加而增加。这说明，Al³⁺开始在某一个面优先替代。或者粒径变化发挥作用了，逐渐从SD向SP转换。

上面的实验没做完，如果Al³⁺的含量继续增加，会出现什么效果？

我们考虑一个极端情况，那就是Fe³⁺全部被Al³⁺替代，形成Al₂O₃，变成无磁性的。所以我们可以百分百判断，随着Al³⁺含量继续增加，磁化率会先达到一个峰值，然后开始下降。

还有一个问题，如果合成Al-Hm的化学环境发生变化，上述的磁性行为是否也会变？

Al³⁺替代Fe³⁺的模式肯定会受到合成环境的影响。不同的合成路径应该会造成不同的影响。如果谁重新再合成一批Al-Hm，其磁化先升后降也不是不可以。这就说明在他的合成实验条件下，Al³⁺从一开始就在某一层优先替代Fe³⁺。

赤铁矿被Al³⁺替代后，性质变化很大。如果一直抱着纯赤铁矿的眼光来分析地质问题，就会出现潜在的错误解释。

影响磁化率的因素很多，通过详尽的综合性研究，可以精确地解释其变化机制及影响因素，进而确定相关的地质与环境过程。

首先判断样品的磁化率(c_bulk)是否小于零。如果是，那么样品的磁性就由抗磁性占主导，比如石英、碳酸钙等。这种情况一般比较少见。但是对于石笋和珊瑚等材料，研究其磁化率就得多加小心。

如果样品的磁化率大于零，下一步要进行幅值判断。通常把样品的磁化率与样品的顺磁磁化率进行归一化(c_bulk/c_para)。如果这个值接近于1，说明样品的磁化率主要受顺磁性矿物控制，铁磁性矿物的含量很少。值得注意的是，c_para一般由磁滞回线的高场线性部分拟合获得。样品中反铁磁性矿物(比如针铁矿)在高场一般也不会饱和，从而会使得c_para值偏大。可以通过CBD处理前后样品的c_para来估算反铁磁性矿物对c_para的影响。

如果c_bulk/c_para>1，说明样品中含有铁磁性矿物。接下来可以通过更详细的实验来确定铁磁性矿物的磁畴状态。如果c_fd >0, 且c与c_fd正相关，说明c受到纳米颗粒的控制。如果c与c_fd不相关，说明样品中纳米颗粒的含量不够高，样品的磁化率主要受到大颗粒PSD/MD颗粒的控制。

如果c_fd =0或者c_fd 很小，可以对应着两种截然不同的情况。首先这可能暗示着样品中不含有SP颗粒，而以粒径为大颗粒占主导，这些大颗粒不具有磁化率频率特性。第二种情况是样品中所含的SP颗粒粒径很小，在室温也不具有频率特性。低温测量可以进一步区分这两种结果。

如果频率磁化率曲线在低温出现峰值，也就是对应着解阻行为，暗示着确实存在着小粒径的SP颗粒，其解阻温度小于室温。值得注意的是，如果c_fd的峰值出现在50 K，还需要排除MD颗粒的干扰。相比较于SP颗粒，MD颗粒更易于被磁铁吸出来。去除MD颗粒后，如果样品的50 K c_fd峰值消失，说明这个c_fd峰值主要由MD颗粒携带。还可以应用CBD处理技术来区分SP和MD颗粒的性质。 

磁化率除了本身可以作为磁学参数外，还可以与其它参数配对提供更多的信息。应用最多的是c与c_ARM的比值(与之相关的是King-Plot)。c/c_ARM在SD粒径区间达到最小值(~0.09)，在向更小或者更大的粒径区间展布时，又会增加。因此，整体上随着粒径的增加，c/c_ARM呈‘‘M字形分布。除此之外，还有c_ARM/SIRM、SIRM/c、c/M_s等比值参数。其中，c/M_s常用来衡量SP的贡献。对于大颗粒的磁铁矿，其c/M_s<10^-5 m/A，当这个比值比较大时，暗示着样品中存在着大量的SP成分。在环境磁学研究中，综合运用这些比值参数，往往能得到有用的磁粒度信息，而磁性颗粒的粒度常常是与地质与环境过程密切相关的。

以上讨论表明，影响磁化率的因素非常多。对于不同的地质和气候环境，磁化率的变化机制也不尽相同。实际工作中首先需要确定磁化率的主要贡献者，最常用的手段是磁化率随着温度变化的高低温曲线，通过各种特征点（包括各种磁性转换点和居里温度点）来判定磁性矿物的类型。需要注意的是，在高温阶段，有可能会生成新的磁性矿物。此时，可以利用逐步加热曲线来确定磁性矿物转化的温度点。这样还可以识别在居里温度前的磁化率峰到底是霍普金森峰还是新生成的磁性矿物引起的。与之配套的还有一些前期处理样品的手段。比如，应用CBD方法分离仅由Fe³⁺构成的铁氧化物（主要是磁赤铁矿、赤铁矿、针铁矿）与粗颗粒磁铁矿贡献。此外，还可以通过筛选和重力分异等方法把样品首先分为不同的粒级组分，然后衡量每一组分对整个样品的磁性贡献。

当把磁化率的变化与具体的地质和环境过程相联系时，需要知道背景值的信息。比如，在某一自然沉积物剖面，如果发现磁化率在某一深度向上突然增加，这既可以解释为上覆沉积物中磁性矿物含量增加（比如中国黄土-古土壤序列），又可以解释为下伏沉积物中磁性矿物被溶解（比如，近海岸表层海洋沉积物）。下面通过实例简要探讨如何应用磁化率变化特征来获取陆相和海相沉积物记录的地质、环境过程的信息。

黄土在全球范围内广泛分布，其中最为著名的是中国的黄土-古土壤序列。在冰期时，冬季风搬运来大量粉尘物质，在黄土高原沉积下来，形成黄土层；在间冰期时，粉尘输入减少，同时夏季风带来丰富的降雨，形成土壤层。因此，在冰期-间冰期旋回的时间尺度上，形成黄土-古土壤的交互序列。前人研究表明，简单的磁化率测量就可以分辨出这种黄土-古土壤韵律。经成土作用，古土壤中形成大量的SP/SD磁赤铁矿，使得古土壤的磁化率显著升高。由于应用了磁化率作为东亚夏季风的替代指标，极大地推动了中国黄土古全球变化的研究。通过黄土-古土壤序列的磁化率和深海氧同位素记录的对比，开辟了海陆气候耦合研究的新途径，使得中国黄土在全球气候变化研究领域占有举足轻重的地位。然而，在世界其它地区（比如西伯利亚、阿拉斯加、阿根廷等），古土壤的磁化率不仅不升高，反而降低。在西伯利亚、阿拉斯加地区，磁化率的变化主要受到冬季风强弱控制。当冬季风较强时，搬运来的碎屑磁性矿物粒径较大，因而磁化率较高。而在阿根廷地区，古土壤的低磁化率特征则是由于暖期的大量降雨导致溶解作用占主导，使得整体磁性减弱。

磁化率在海相沉积物研究中也被广泛应用，是大洋钻探计划(ODP和IODP)科考船上的必测参数之一。在北太平洋地区，由于缺少构建氧同位素曲线的物质，Tiedemann and Haug (1995)把磁化率作为冰筏物含量的替代指标，并进一步进行了轨道调谐，从而得出比较合理的时间标尺。在地中海地区，大量的粉尘物质来源于撒哈拉沙漠地区。Larrasoa&ntilde;a et al. (2008)发现在该区磁化率可以作为粉尘物质含量的替代指标。Rohling et al. (2008)则发现红海沉积物中记录的d¹⁸O_ruber (海平面记录)与南极冰盖记录变化一致，而磁化率的变化（内陆粉尘的替代指标）则与北极冰盖记录一致。直接对比两种记录发现了海平面变化与内陆粉尘（局部气候，或者与季风相关）存在着相位差。Brachfeld (2006)成功地应用高场顺磁磁化率来研究海洋沉积物中生物成因物质的含量变化。然而，海相沉积物的磁化率实际也受到多种因素控制，比如，物源磁性矿物的种类和含量、自生磁性矿物的种类和含量、磁性矿物的保存程度，以及生物成因的抗磁性物质的稀释作用（比如碳酸盐）。

除了以上的例子，磁化率还在其它地质环境领域被广泛应用。比如，湖相沉积物的地层对比和古环境重建、油气田上方的油烟囱、海相地质填图、城市污染示踪等。但不同环境或不同的地质过程对磁化率有着十分复杂的影响作用。总之，磁化率并非一个简单的磁学参数，它是多种因素共同作用的综合信息，正确解释磁化率的变化机制必须建立在对相关地质与环境过程的正确理解的基础上。

思考题

1． 对于球形的磁铁矿Na＝Nb，是不是其矫顽力为零？

2. 对于磁铁矿，其Ms ＝ 480000 A/m, 如果Nb-Na = 0.3，请计算其矫顽力，单位规一化为mT， 1mT = 796 A/m

3. 磁铁矿形状各项异性能占主导，赤铁矿为磁弹性能占主导，一般来说，谁的矫顽力大些？

4. 一般情况下，磁铁矿的矫顽力为几十个mT, 请问磁铁矿的矫顽力能不能超过100mT？在特殊情况下，磁铁矿的矫顽力最大为多少？

5. 假设实验观测所需时间为1秒，颗粒每转换一次状态需要2秒，t＝2S， 我们能否准确地观测到其状态？在什么样的情况下，我们不能观测到颗粒的状态？如果观测不到颗粒的状态，我们称之为什么状态？

6. 在室温为SP状态的颗粒，如何才能使其处于SD状态？

7. 在室温，一个磁铁矿颗粒刚好处于SP与SD的转换状态，对于同样大小的磁赤铁矿颗粒，它处于什么状态？

8. 在室温，两个体积相等，但形状不同的磁铁矿颗粒，长条形的磁铁矿颗粒刚好处于SP与SD的转换状态，那么另外一个立方体的磁铁矿颗粒它处于什么状态？

9. 磁铁矿的居里温度为578度，其解组温度为多少？

10. 如果一台仪器的工作温度最大量程是室温，而一块样品中磁性矿物的解阻温度大于室温，应用什么技术可能测量该样品的解阻行为？