所以这类物质的磁化率在温度等于TN的地方存在极大值。
这类物质有过渡族元素的盐类及化合物，如MnO，CrO，FeO，CoO等。
（4）铁磁性
其磁化率χf>0，而且数值大到101～106数量级。
其磁化强度M与磁场强度H之间的关系是非线性的复杂函数关系。
在很弱的外磁场中，就可以被磁化到饱和；反复磁化时出现磁滞现象，物质内部的原子磁矩是按区域自发平行取向的。
具有铁磁性的合金和化合物很多，但只有11个纯元素晶体具有铁磁性，它们是三个3d金属铁Fe、钴Co、镍Ni以及4f非金属钆Gd、铽Td、镝Dy、钬Ho、铒Er、铥Tm和面心立方的镨Pr及钕Nd。
当铁磁性物质的温度比临界温度Tc=Tp高时，铁磁性将转变成顺磁性，并服从居里-外斯定律χf=C/（T-Tp）。
（5）亚铁磁性
它们的宏观磁性与铁磁性相同，仅仅是磁化率的数量级稍低一些，大约为100～103数量级。
其内部磁结构却与反铁磁性物质相同，但相反排列的磁矩不等量。
因此亚铁磁性是未抵消的反铁磁性结构的铁磁性。
铁氧体是典型的亚铁磁性物质。
磁化曲线：
是用来表示磁感应强度B或磁化强度M与磁场强度H之间非线性关系的曲线。
根据B=μ0（H+M），还可以画出μ0M-H曲线。
磁滞回线：
求得了B-H或M-H磁化曲线以后，从饱和磁化状态开始，再使磁化场单调地逐步减小，发现对应的B或M值，不再沿着原曲线返回，并且当磁场H减小到0时，磁性材料仍保留有一定的磁感应强度或磁化强度值，称为剩余磁感应强度或剩余磁化强度，用Br或Mr表示，简称剩磁。
为了使B或M继续减少，必须在反方向增加磁场。
当反方向磁场达到某一数值时，可以有B=0或M=0，与此相应的磁场强度叫做矫顽力，分别记作BHC或BMC（或HBC和MBC）。
显然矫顽力的物理意义是表征磁性材料在磁化以后保持磁化状态的能力。
若继续上述步骤，B-H或M-H会形成一条闭合曲线，称为磁滞回线。
其中在第二象限，反映出从Br或Mr到BHC或BMC的一段曲线，叫退磁曲线。
1.3岩石磁学概念
原生岩石磁化强度（M）由下列两部分组成，即
（1.12）
这里Mi是感应磁化强度，Mr是剩余磁化强度，H是磁化磁场的强度，χ为岩石内所有磁性矿物的合成磁化率。
Mi由原地地磁场H感应生成，通常相互平行，但无“记忆”能力；只有Mr是岩石生成时的地磁场及地质时期各种过程所保留下来的，为古地磁学研究对象，称为岩石的天然剩余磁性（NRM）。
一般来说，NRM包含不只一种成分，除源于岩石生成时的原生剩磁外，还有次生剩磁，并可改变或掩盖原生剩磁。
天然剩磁的种类主要有以下几种：
热剩磁（ThermalRemanentMagnetization，TRM）——将岩石加温到居里点（600～700℃）以上，然后在地磁场中冷却至室温，结果获得很强的剩磁。
这种弱磁场冷却的剩磁称为热剩磁。
热剩磁具有方向与外磁场一致、大小与场强成正比、强度大、稳定性高等特点。
化学剩磁（CRM）——在一定磁场中，某些磁性物质在其居里点以下的温度，经过化学过程或相变过程而获得的剩磁，称为化学剩磁。
其特点是：
在弱磁场中，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，化学剩磁比热剩磁小数十倍；化学剩磁和热剩磁一样具有高度稳定性。
沉积剩磁（DRM）——来源于火成岩等母岩的剥蚀产物含有磁性颗粒，这些颗粒在水或大气中下沉时会受到地磁场的作用而定向排列，当沉积物固结后，剩磁被固定在沉积岩中，这就是沉积剩磁。
像黄土、红土、深海软泥、纹泥等都具有DRM，这些沉积物的磁性均匀而且时间连续，因此可以用来研究地磁场的连续变化。
粘滞剩磁（VRM）——对铁磁性颗粒物质不断地作用以恒定的地磁场，它的磁化强度将随着时间而增加，反之，去掉磁场后，它的剩余磁化强度就开始下降，这种随时间缓变自发磁化和退磁的现象称为磁粘滞性或磁后效应，岩石形成后放置在地磁场中就会获得粘滞剩磁，与前面三种原生剩磁不同，VRM是一种次生剩磁。
2利用古地磁方法研究湖泊沉积物
湖泊沉积物和深海钻孔、黄土-古土壤序列、树轮、冰芯一样，是研究全球环境气候变化的重要方法之一。
湖泊和河流都是大陆上分布最广、最多的水体，相比河流沉积物而言，湖泊沉积物具有沉积连续性好、沉积速率较大、时间分辨率较高、可提取的环境信息多、信息丰富全面等优点。
因此，利用湖泊沉积物中提取的信息可以了解某个区域在一定时期内的气候环境变化过程。
湖相沉积物的磁性特征的变化是对气候控制的诸多过程的响应，这些过程包括植被演替、土壤发育、水动力条件和沉积作用的改变。
磁性矿物在这些过程中充当了环境信息的重要载体，可以作为古环境、古气候重建的代用指标。
湖泊沉积物磁化率随深度可用来揭示源区物质的侵蚀状况、湖盆内外的物质交换、流域内水文地质条件的变化等外界环境的改变。
但是要认识其环境意义，必须理解磁性矿物的来源，识别成岩作用对磁性记录的影响，并考察单个磁性组分对气候驱动发生变化的反应。
2.1湖泊沉积物的磁学性质及与其它沉积物的比较
张家强（1999）对晚第四纪风成沉积物、水成沉积物以及古土壤进行了沉积磁组构分析，结果表明不同成因的沉积物具有明显不同的磁组构特征，一般来说，水成沉积的体积磁化率K受物源和水动力因素控制，磁化率各向异性P和磁面理度F均大于1.02，磁基质颗粒度q小于0.5；风成沉积的K受物源控制，内陆黄土的K明显高于沿海黄土及海岸风沙的K，P和F均小于1.02，q的平均值大于0.55；古土壤的K受母质沉积类型和成土环境的氧化还原条件控制，内陆古土壤的K偏高，沿海古土壤的K偏低，且前者远高于后者，P和F均小于1.02，q的平均值在0.5左右。
不过在水成沉积物这个大类里还可以细分许多小类，例如河流沉积物、湖泊沉积物、海洋沉积物、冰川沉积物等等，每一类中根据水动力条件的不同还能再细分，这就要求有更加细致的鉴别方法。
吉云平（2007a）通过对黄土、红土、河流、湖泊和风沙等沉积类型剖面的低频质量磁化率和频率磁化率的测试分析发现，不同沉积类型磁化率的变化机制是不同的，它不仅与沉积物的物源有关，还受当时沉积类型、气候变化等的影响。
作者得出了以下结论：
（a）沉积物磁化率的变化主要取决于剖面沉积物的岩性和当时的沉积环境。
由于引起磁化率变化的原因和种类比较多，因此采用磁化率与其他方法结合进行对比分析，可能会更好地对古气候古环境变化进行解释；（b）黄土-古土壤剖面的磁化率变化特征非常明显，黄土层和古土壤层分别对应磁化率曲线的波谷和波峰，并且与沉积物的粒度和古气候变化具有很好的相关关系。
磁化率值较低时反映出气候比较干冷，该地区进行黄土堆积，粘土粒级组分含量相对较低；磁化率值较高反映出该地区气候比较温和湿润，黄土堆积颗粒变细，粘土粒级组分含量增加，成土化作用的进行使得剖面中的磁性矿物含量也相对增加；（c）红土剖面的红色粘土层和网纹红土层的磁化率值、低频质量磁化率和频率磁化率的相关性均较剖面上部的砂质粘土层低。
磁化率与古气候变化之间的相关性不是很明显；（d）河流相沉积物的低频质量磁化率值与较粗粒级含量（极细砂和细砂）呈正相关关系，频率磁化率值与较细粒级含量（细粉砂）呈正相关关系。
沉积物的粒度主要受水动力强度变化的影响，因此沉积物的磁化率可以间接反映水动力的变化，而与气候变化不存在直接关系；（e）风沙沉积物的磁化率与较粗粒级含量呈正相关关系，在物源基本不变的情况下，沉积物的粒级与风力的变化密切相关，因此磁化率也可以作为风力强度变化的指标；（f）湖相沉积物低频质量磁化率与频率磁化率的变化趋势基本一致，磁化率的大小与粒度、气候的变化相关关系明显，当气候寒冷干燥时，湖岸线后退，河流进积，盆地中的粗碎屑物质含量增加，悬浮物质含量减少，沉积物磁化率增加；当气候温暖湿润时，湖岸线向陆扩展，河流退积，盆地中粗碎屑物质含量减少，悬浮物质含量增加，沉积物磁化率减小。
Thompson（1986）认为可以利用鉴别“自生”、“成岩”和“外源”磁性矿物来判断湖泊中磁性矿物的主要来源。
自生磁性矿物是指沉积物沉积以后在原位置上通过化学作用或生物作用形成的磁性矿物；成岩磁性矿物是在成岩固结过程中由原有的磁性或非磁性矿物转变而成的新磁性矿物；外源磁性矿物是指由外面带进湖泊的磁性矿物，它们既可能来源于湖泊集水区以内，也可能来源于集水区以外更远的源区。
作者认为，对大多数湖泊来说，外源磁性矿物在其沉积物中占据绝对优势，这是由于：
（a）在许多湖泊中，靠近湖泊边缘的沉积物和来自集水区的输入物附近地段，磁性矿物的百分含量和流量一般都有明显的峰值出现；（b）碎屑矿物输入速度加快引起的磁化率值降低和它在古生态或化学方面显示的情况是一致的；（c）对各种各样的湖泊来说，沉积物的形成和集水区内部的源区之间都有明显的联系；（d）对集水区内出现的一些确证无疑的现象都可以从新近发生的许多矿物磁性变化中找到可靠的答案。
事实上，从湖泊沉积物来看，集水区所有受过侵蚀作用的风化层都有可能成为沉积物的源区，而大多数外源沉积物又都是表土、底土和来自基岩的物质以各种各样比例混合的结果，因此，从磁性方面可以推断，湖泊中外源沉积物不仅反映了集水区内的原生磁性矿物而且反映了通过土壤化作用过程在其中形成的次生磁性矿物。
胡守云（2001）也认为，湖泊沉积物中磁性矿物的成因是很复杂的，例如在富含有机质的湖泊沉积物中，部分磁性矿物起源于自生作用或成岩作用，胶黄铁矿就是一个典型，它主要产生于还原条件下的富含硫化物及有机质的沉积物中，长与粗颗粒磁铁矿共生（细颗粒的磁铁矿在还原条件下溶解），当暴露于空气时容易氧化。
另外，还原条件下的成岩作用也会产生菱铁矿等新的磁性矿物。
在硫酸盐还原条件下湖泊沉积物中的碎屑磁性矿物溶解是一个普遍的现象，通常在沉积物较深部位铁的还原带，许多细颗粒的磁铁矿和碎屑磁颗粒相溶解，并为新的磁性矿物的形成提供了条件。
岩石磁学可以为识别湖泊沉积物中磁性矿物的种类提供有效的帮助，利用逐步热退磁方法可以分辨针铁矿、磁铁矿及赤铁矿，其所载剩磁分别在120，580及680℃左右解阻，但是在湖泊沉积物中，常见其它磁成分在300～350℃或略高一点的温度范围内解阻，如磁黄铁矿、胶黄铁矿、钛磁铁矿和磁赤铁矿等。
2.2湖泊沉积物磁性特征的环境意义
早期的研究常常假定磁性矿物是碎屑成因的，在特定流域内，高磁化率往往被当作侵蚀作用的标志，磁化率值升高反映了流域内基岩侵蚀加剧，从而导致原生磁性矿物输入量的增大（Thompson,1986）。
但是，湖泊沉积物的磁学性质与环境变化之间并没有简单的模式可循。
局部气候变化对湖泊沉积记录的影响是非常明显的，因为气候变化直接影响了风化和沉积作用过程，从而引起湖泊沉积物中磁性矿物的变化。
同时应该指出的是，对于某一特定的湖泊，有的磁学参数虽然受环境变化的影响，但并不一定是好的气候指标（邓成龙,2000）。
吴瑞金（1993）在研究了青海湖、岱海近代沉积的基础上，认为湖泊沉积物的磁化率、频率磁化率可以作为反映古气候、古环境变化的灵敏间接指标，特别是频率磁化率能灵敏地记录微小的古气候波动，具有更明确的古气候意义。
吉云平（2007b）对寺河南剖面的研究结果也表明，磁化率的变化与孢粉组合，常量、微量元素，软体动物化石及粒度有很好的对应关系：
气候温暖湿润时，湖相地层发育，沉积物粒度偏细，磁化率值较低；气候恶化变得干冷时，湖泊水位较浅，沉积物粒度偏粗，磁化率值较高。
刘青松（2007）研究了磁铁矿和磁赤铁矿磁化率随温度和频率的变化特性，结果表明，磁化率的最大值对应于其解阻温度，因此可以用来估算磁性颗粒的平均粒径，随温度变化的频率磁化率曲线可以转化为连续的粒径分布曲线。
但正如前文所说，湖泊沉积物中磁性矿物的来源和种类非常复杂，不同地区、不同大小、不同气候下的湖泊，湖泊沉积物的组成和特点各不相同。
这些因素会对湖泊沉积物的磁化率、频率磁化率等参数产生很显著的影响。
吴瑞金（1993）认为，每一个湖泊作为一个相对独立的封闭的自然系统，其沉积物具有自己的磁性参数背景值，所以对湖泊沉积物来说，磁化率与频率磁化率的意义不在于其绝对测量值的大小，而主要在于其相对变化（幅度、周期、频率等）所反映的古气候、古环境信息。
胡守云（2001）则指出，不同湖泊对于气候、环境变化的磁响应迥异，有的能较好地反映气候的长期变化，而有的仅能反映区域气候变化。
经验表明，沉积环境稳定、沉积物颗粒细的湖泊较有可能提供可读的古气候记录。
干旱区或半干旱区的封闭湖泊的优点是古气候变化记录所受到的影响比较单一。
因此，相比深海沉积物、黄土、冰芯等大范围、长时间尺度的沉积物来说，湖泊的面积有限，受流域大小的影响显著，水下沉积物所处的化学（包括生物）条件复杂多变，在测试分析和解释方面存在着特殊性和复杂性；不过，这也恰好是湖泊沉积物的优势所在，它能够提供有关区域环境变化的信息。
3应用实例
Thompson（1975）对来自北爱尔兰LoughNeagh的Flandrian沉积物进行了研究，得出了以下结论：
其中的初始磁化率是沉积物中碎屑钛磁铁矿含量的函数。
来自不同湖泊的证据表明同一湖泊中不同岩芯的磁化率随深度的变化常常类似。
除非不同岩芯中磁化率的变化具有等时性，否则很难解释这种相似性。
来自LoughNeagh地区相隔很远的的岩芯中，硅藻生物地层学显示在最近的Flandrian沉积物中磁化率的变化具有等时性。
将沉积物磁化率变化与化学和孢粉分析变化进行对比，可以看出LoughNeagh沉积物的磁化率肯定与由下水盆地内的土壤冲入湖泊中的外来无机物的含量有直接联系。
在中-晚Flandrian期这是森林减少和农耕活动影响的作用。
同一湖泊中不同岩芯的磁化率测量结果显示的平行和同步变化，这为对比不易观察到的地层变化提供了有价值的研究基础。
吴瑞金（1993）研究了青海湖和岱海沉积物的磁化率及频率磁化率，发现二者磁化率数值相去甚远，这主要是因为湖区周围的岩性直接控制了沉积物中磁性矿物的种类和含量，其次还与湖盆面积、形态、水化学条件及受其控制而成的沉积物类型等有关。
但磁化率和频率磁化率变化之间的关系尚不清楚。
以青海湖为例，一般频率磁化率低的段落沉积物的平均粒径偏粗，这说明在冷湿气候条件下由于化学风化、成土作用的减弱，使陆源母质细组分减少了，另外，降水量的增加导致入湖水量的增加，也使较多的粗的陆源物质被带入湖中。
Han（1997）研究了位于关中盆地的一段250m厚的剖面（上部为黄土-古土壤序列，下部为河湖相沉积）。
古地磁学研究表明，整个Shijiawan剖面于3.08Ma开始沉积，河湖相序列跨越了3.08-1.9Ma。
沉积分析显示主导这套河湖相序列的冲积相具有很强的旋回性。
孢粉和有机质的稳定碳同位素分析显示了古植被对气候变化响应产生了重要变化。
在3.0-2.7Ma期间，持续的草原植被环境和象化石群说明了长期的干旱和温暖的气候条件。
河湖相序列中第一层厚的似黄土层与黄土高原上黄土堆积的开始相一致，表明了西伯利亚冷高压体系在2.6Ma的快速而剧烈的增强。
之后区域植被在干草原和森林-草地间波动，与黄土-古土壤序列的交替相一致，是对气候在冷干和温湿间的波动的响应。
这种长期的气候变化模式显示了全球冰期-间冰期驱动力对东亚季风的区域气候系统的主导作用。
暖干的晚上新世气候与过去2.6Ma始终表现的降水对温度的调节作用显示出截然不同的特点。
因此第一次全球冰期发生的时间一定与区域气候系统的重组和现代东亚季风的产生有关。
Hu（1999）对青藏高原与黄土高原交界处Zoigê盆地的沉积物的研究表明，古气候的改变以及构造运动可能会改变古湖泊的化学条件与生产力，进而影响氧化还原条件的起伏波动。
缺氧条件有利于胶黄铁矿的形成与碎屑磁性矿物的溶解。
同时，干旱时期高的碳酸盐含量可能会对胶黄铁矿的富集起到一定的稀释作用。
氧化环境则有利于碎屑磁性矿物的保存。
Rolph（2004）对Adriatic海西缘和意大利中部的两个火山口湖中的沉积物岩芯进行了古地磁和矿物的磁性记录进行了研究，用来评估当地和区域对全新世环境变化改变的响应。
在所有的岩芯中，沉积物的磁性反映了集水区物质和趋磁细菌的原位产物之间的相互作用。
在湖泊中，最早的全新世沉积物记录了汇水输入的减少，作者归因于升高的湖水面和林木覆盖率在汇水区的增加。
随后湖泊和Adriatic海中的矿物磁性记录显示了汇水区输送量增加的证据，这与青铜时代滥伐林木的孢粉证据相符。
在湖泊中，这个证据首次出现是在～4300yrBP并且记录了一系列清晰的间隔事件。
作为对比，在Adriatic海的RF93-30点，岩生输入在～3500yrBP时突然增加并且紧接着是沉积物输送量增加和减少的缓慢变化记录。
古地磁资料的综合对比指示了趋磁细菌含量和量级与磁倾角记录之间的联系。
这些地点在一致的纬度上并有着相似的沉积速率，但Adriatic海的岩芯点位的平均磁倾角比湖泊中的平均值要大10º。
作者认为磁小体链较大的偶极矩记录了更可靠的地磁场信息。
Shi（2006）对位于中国东部山东省济阳的一套第三纪湖泊/河流相沉积物进行了精细地磁性地层学和岩石磁学研究。
高温磁化率变化和热退磁显示磁铁矿是主要的剩磁载体。
特征剩余磁化强度被热退磁在150℃以上隔离，并且建立了精细的磁极性序列。
Hu（2007）研究了来自云南省鹤庆盆地一套湖相沉积物的岩芯，岩石磁学分析表明，沉积物中剩磁的主要载体是磁赤铁矿，一部分是磁铁矿。
季峻峰（2007）利用漫反射光谱法（DRS）对多个黄土剖面中的赤铁矿和针铁矿含量进行分析，发现赤铁矿/针铁矿比值可作为东亚季风干-湿变化的的敏感指标，该比值较高时反映了干燥土壤环境，而较低时指示了潮湿土壤环境。
中国华北地区的泥河湾盆地由于含有典型的河湖相地层，是我国研究地比较多的一个地区。
杨晓强（1999）对其中河湖相沉积物的磁化率特征进行了分析，结果表明，湖相沉积物磁化率值相对河流相较小，其中滨浅湖相沉积的粉砂、粘土质粉砂磁化率值大，而半深湖相的粘土、粉砂质粘土磁化率值较小。
钙质层相对应的磁化率值为明显的低谷；而沉积物较粗的砂级沉积在磁化率曲线上则表现为突然的高峰。
随着半深湖-浅湖-滨湖的旋回沉积，沉积物颗粒呈细-粗变化，磁化率曲线也呈现低-高的旋回，即沉积物磁化率的高低与一定大小的沉积颗粒相关。
结合岩相学分析，与磁化率值低谷对应的沉积物颜色多为灰、灰绿等还原色，沉积颗粒多为粘土，粒度较细，发育多层钙质层，是温湿气候条件下的产物；与磁化率值高峰对应的沉积物颜色多为黄褐、浅褐、红褐等氧化色，沉积物粒度较粗，偶尔发育钙质层。
因此，湖相沉积中磁化率高峰可能代表比较干燥的气候环境，盆地水深较浅；磁化率低谷则代表湿润的气候，湖盆水体较深。
Wang（2004）对位于泥河湾台儿沟的的河湖相沉积物进行了精细的古地磁和岩石磁学研究，结果显示主要磁性矿物为磁铁矿和高矫顽力的赤铁矿，磁赤铁矿主要存在于浅灰黄/浅黄褐色粉砂层和磨圆较好的黄色砂层中，不是作为碎屑组分就是作为磁铁矿低温氧化的产物。
朱日祥（2007）对泥河湾盆地沉积物进行的岩石磁学分析也得出了相似的结论，结果表明沉积物中有磁铁矿、磁赤铁矿和赤铁矿等磁性矿物，其中磁铁矿主要来源于泥河湾盆地周围高地侵蚀产生的碎屑成因磁铁矿，赤铁矿主要来源于中国西北部的黄土高原或沙漠地区并通过化学风化作用形成的赤铁矿，磁赤铁矿可能由沉积后磁铁矿经过低温氧化形成，也可能
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