一个磁性颗粒，在T_C之上，是顺磁状态，在T_B和T_C之间是SP状态，在T_B之下是SD状态。于是，我们很容易得出如下结论：

第一个结论：

T_B < T_C

也就是说，在一般情况下，我们不能通过获得T_B来百分百确定T_C，并进一步确定磁性矿物的种类。但是，在实际样品中，由磁性颗粒的t具有一定的分布，有的高，有的低，于是，这就造成其相应的T_B也会有一定的分布。除非特殊情况，总有一些颗粒的T_B非常接近T_C，于是我们可以用最大的T_B来替代T_C。比如，如果我们发现一个样品的最大T_B是570-575°，同时辅助其他的岩石磁学实验，我们可以推断携带剩磁的应该是磁铁矿。

对于一个自然样品，如何才能确定它的T_B分布？

这就涉及到古地磁学中最为常见的退磁方式—热退磁。热退磁其实是对有场降温获得TRM的逆过程，它需要在零场中升温再降温。这等同于获得了一个零场磁化下的TRM，其结果新获得TRM当然会等于零，也就是退磁了。

由于T_B有一个分布，我们如果采取一步加热方式，就会丢失很多细节。于是，古地磁学中最繁琐的一种实验就出现了，逐步（Stepwise）热退磁法（只要是退磁，都要在零场环境下实施，后面不再赘述）。具体而言，就是不要一下子就升到高温，而是从低温开始，一步一步地实施热退磁过程。比如首先把样品加热到50°，然后降到室温，测量样品的剩磁。之后，把样品加热到100°，再降到室温，测量剩磁。如此反复，一直加热到680°以上。

显而易见，每次的加热温度间隔越小，获得的信息量就越大，但是， 实验所需时间就变得更长，相应的实验费用也就大幅度增加。在信息量和实验时间以及实验所需费用之间，我们需要一个平衡。

很多时候，我们要处理成百上千块样品，每增加一步加热实验，所需工作量都是巨大的。为此，我们采用先行测试的方式，就像当初改革开放先让深圳行动起来，再进行推广一样。我们一般先找几十块特征样本（pilot sample），用小的加热步长获得较为详细的热退磁谱，根据这些特征样品热退磁行为，再对剩余的大批量样品进行实验规划。比如，如果我们发现在300°之前，样品的剩磁基本没有什么改变，那么我们就可以跨过室温和300°之间的步骤，直接就加热到300°，这就大大提高了工作效率。

目前古地磁实验室里还没有自动完成热退磁并进行测量的仪器装置，研究人员需要看守在仪器旁边，甚至昼夜工作。开发热退磁自动测量系统，绝对是新一代古地磁实验室努力的方向。

第二个结论就是SD和SP状态可以相互转换。也就是说对于同样一个磁性颗粒，在一种实验条件下它是SD状态，在另外一种实验条件下又可以变成SP状态。

比如变化温度就是一种有效手段。在室温为SD的磁性颗粒，只要升温就可以让它在T_B解阻，变成SP状态。同理如果一个磁性颗粒在室温时是SP状态，说明它的解阻温度T_B < 300 K，那么通过降温，在低于T_B时，就会变为SD状态。

所谓的高温与低温，其实是相对于我们习惯的室温而言，一般把室温定义为300 K，对于磁性颗粒而言，无所谓高温与低温之分。

除了通过变换温度来改变磁性颗粒的状态，我们还有一种法宝—变换观测频率。

SD颗粒的状态与仪器的观测频率f密切相关。假设SD颗粒的t为1 s，如果仪器的观测频率为2 Hz（0.5 S观测一次），那么在1 s内，通过该仪器可以准确地观测其磁矩状态，也就是磁性颗粒处于稳定的SD状态。

如果仪器的观测频率为0.4 HZ, 那么该仪器的观测速度明显小于SD颗粒磁矩偏转的速度，从而无法准确地确定其磁矩状态，此时该颗粒还是SD颗粒，但是它处于超顺磁SP状态。

据此，可以定义一个临界观测频率，使得

ft = 1

也就是仪器的观测频率刚好和SD颗粒磁矩偏转的频率同步。当ft < 1时，SD颗粒处于SP状态，而当ft > 1时，SD颗粒则处于稳定的SD状态（SSD）。

这种情况就像猫和蛇相斗。在我们眼里，蛇的动作非常快，一般人不敢去招惹毒蛇。可是，蛇的动作在猫眼里就是一个慢动作，所以猫是蛇的克星。武打小说里也会有这种情形。小李飞刀之所以厉害，就是其出刀的速度太快，在对手还没反应前，刀已经到了。所以，蛇的命运不完全取决于它自己，还取决于猫。小李飞刀对手的命运也不完全取决于对手，而还要取决于小李飞刀的速度。同理，一个磁性颗粒是否处于SD还是SP状态，也不完全取决于它自己，还取决于仪器的观测频率。

综上所述，有两种常见方式可以把SD颗粒转变为SP状态：升温降低t，或者降低观测频率。

体积V对t的影响非常明显。对于较小的颗粒（比如直径小于十几个纳米），其t很小，从而颗粒处于SP状态。当颗粒的体积逐渐增大，t也随之逐渐增大。当满足ft > 1时，颗粒就从SP状态变为SD状态。此时对应的颗粒体积叫做临界阻挡体积V_B。               

自然环境中，由于沉积环境的改变，常常会有次生矿物产生。当这些次生矿物的粒径超过其阻挡体积V_B, 就会变为稳定的SD颗粒，从而记录当时的地球磁场信息。我们把这种剩磁叫做化学剩磁（chemical remanent magnetization, CRM）。

与热剩磁TRM相比，同等条件下，化学剩磁CRM的强度要小些。但是，从其性质上来讲，SD颗粒的化学剩磁与热剩磁类似。也就是说如果没有矿物生成环境的分析与约束，光从剩磁本身的性质无法判断其是化学剩磁还是热剩磁。比如，洋壳玄武岩玻璃中会有SD磁性矿物存在，从而被认为是记录地球磁场的良好介质。但是用这种材料得到的地球磁场强度值偏低。这就有两种可能性，其一就是这些SD颗粒是原生的，记录的是热剩磁，因此，通过这些SD颗粒得到的地磁场强度低是真实的现象。其二，这些SD颗粒是后期次生产物，因此记录的是化学剩磁。因此，真实的地球磁场强度应该会比测量值要高。当然，还有一种复杂性就是在获得地磁场强度的实验中产生了次生矿物。当然，最后这种情况比较容易识别。

到目前为止，我们讲解了t、T_B以及V_B。t比较大的颗粒，其需要更高的温度才能解阻，也就是说t与T_B一般成正比例关系。

当确定了T_B，我们还能通过这个值计算磁性颗粒的体积V，因为如果确定了仪器的观测频率、磁性颗粒的M_S和H_K，T_B和V之间的关系就确定了。

这章最后我们再来研究一个更为复杂的问题，t和T_B与外场作用时间t有关系吗？ 

t本身就是一个时间量。假设样品中含有的磁性颗粒具有非常宽泛的t分布，那些具有很小t的磁性颗粒，根本无法记录稳定的剩磁。有些颗粒的t相对较大，在短时间内不会受到外场的干扰，从而记录原始磁化信息。随着时间的增长，当t超过t的时候，这些磁颗粒就变成了不稳定的颗粒，从而被后来的地磁场信息磁化，改变了其原始信息。随着时间进一步增长，会有更多的颗粒被卷入重磁化的过程。

我们知道t越高，对应的磁性颗粒的体积越大，从而其解阻温度就会越高。

对于研究中国黄土-古土壤的学者来说，非常清楚这些样品的剩磁行为。地球磁场不是一成不变的，上一次地磁极性倒转发生在78万年前。根据理论推导，78万年以来，地磁场会对样品的古地磁信息进行改造，让一部分颗粒携带了粘滞剩磁VRM，这个VRM的方向指向南北。那么这个VRM对应解组温度是多少呢？答案是大约300^oC。

所以在实验室，我们只有把温度加热到300 ^oC，才能去除掉VRM的影响，也就是说300 ^oC之下的信息是不能被用来研究古地磁原始信息的。

对于更古老的样品，那些t更大的磁性颗粒也会被影响，相应的T_B会更高。当VRM的T_B升高到一定程度时，会把原有的天然剩磁完全覆盖，这时候，该块样品就失去了研究原有地磁信息的价值。这就是研究特别古老，比如太古代样品古地磁信息的一个难点所在。

本章最后，我们来总结一下。

影响t的因素很多，包括体积V、饱和磁化强度M_s、微观矫顽力H_K、温度T等。如果再考虑仪器观测频率的变化，就会有多种综合的手段来检测颗粒的磁畴状态，进一步估算颗粒的体积。

SD与SP颗粒的最大特征就是后者在充足的热能状态下，不能稳定地保持其磁矩状态，很容易随着外场的变化而发生偏转，因此具有很高的磁化率，但不能记录稳定的剩磁。

因此，SD颗粒的磁化率温度特性可以被用来确定其颗粒的大小。对于一组SD颗粒，其具有一定的t分布，当温度很低时，所有的颗粒都处于SD状态，样品的磁化率会比较小。随着温度逐渐上升，一部分SD颗粒会逐渐解阻，变为SP颗粒，样品的磁化率会逐渐升高。当最大部分的颗粒解阻时，样品的磁化率会达到最大值，这时所对应的温度，可以看做其解阻温度。当温度继续升高，趋近其居里温度时，随着颗粒M_s的降低，其磁化率也逐渐降低。如果颗粒的粒径比较大，其解阻温度会更加靠近居里温度，颗粒在解阻后，会迅速朝着其居里温度方向下降，形成一个磁化率的陡峰，也就是Hopkinson峰。

当温度超过居里温度后，样品的磁化率并不会变为零。此时，颗粒处于顺磁状态。

SD颗粒在不同频率的观测下，表现出不同的性质。当观测频率很高时，SD颗粒可以处于SD状态。当降低观测频率，t比较小的颗粒会转变为SP状态，使得样品的整体磁化率增加。因此，样品的磁化率与观测频率一般呈反相关关系。在两个频率下的磁化率之差，被定义为频率磁化率，可以很好地反映存在着处于SP与SSD临界状态下的颗粒。对于磁铁矿，这种颗粒一般处于20-25 nm。

在实验室中，低温测量系统MPMS可以同时变化外场、温度和频率，因此可以有效地确定纳米级颗粒的粒径分布。最新的多功能磁化率仪器MFK只有三个工作频率。但是可以快速地获得磁化率随外场的变化曲线。

关于磁化率更多的信息，我们将在下一章节详细论述。