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岩石磁気

最終更新日：2017年1月22日

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• 岩石磁気の『リンク』はこちらを参照。

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• 強磁性鉱物は『Fe-S-O系』を参照。
• 地磁気は『地圏について』のページの『地磁気』を参照。
• 電磁気学は『電気工学』のページの『電磁気学』を参照。

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• 地磁気関係の文献は地磁気・古地磁気・岩石磁気研究会による『地磁気関係ナレッジベース』を参照。

※通常の磁石に付く鉱物を、一般には強磁性鉱物と呼んでおり、代表的なものは磁鉄鉱（マグネタイト、magnetite、Fe3O4：フェリ磁性、ferrimagnetism）と単斜晶系磁硫鉄鉱（単斜晶系ピロータイト、monoclinic pyrrhotite、Fe7S8：フェリ磁性、ferrimagnetism）である。しかし、古地磁気学の分野では磁性鉱物として（いわゆる強磁性鉱物ではない）、赤鉄鉱（ヘマタイト、hematite、Fe2O3：反強磁性^*、antiferromagnetism）等も頻繁に対象としている。
^*：赤鉄鉱（Hematite）は温度によって異なる磁性を示す。

岩石磁気関連単位など

用語			SI	cgs	SI→cgs	cgs→SI
鉱物の磁性		Magnetic Properties of Minerals	鉱物の磁性は、強磁性と常磁性（paramagnetic）と反磁性（diamagnetc）に分けられ、強磁性はフェロ磁性（ferromagnetic）とフェリ磁性（ferrimagnetic）と反強磁性（antiferromagnetic）に分けられる。
電磁気の単位		International System of Electrical and Magnetic Units	主な単位系は次のとおり。�@ ・CGS電磁単位系（CGS-emu） 　emu＝electromagnetic unit（電磁単位） ・CGS静電単位系 (CGS-esu) 　esu＝electrostatic unit（静電単位） ・CGSガウス単位系 (ガウス単位系) ・ヘヴィサイド・ローレンツ単位系（ヘヴィサイド単位系） ・実用単位系 (practical units) ／BA単位系 (British Association units) ・MKSA単位系
磁気誘導		Magnetic induction	磁気が近接してくると、物体に反対の磁極が生じる現象。�@
磁束密度		magnetic flux density	磁束の単位面積当たりの面密度のことであるが、単に磁場と呼ばれることも多い。磁束密度はベクトル量である。 記号 B で表されることが多い。国際単位系（SI）ではテスラ(T)、もしくはウェーバ毎平方メートル（Wb/m2）である。�@
			T	G	1T＝1Wb/m2＝104G	1G＝10-4T
磁場		Magnetic field	単に磁場と言った場合は磁束密度Bもしくは、「磁場の強さ」Hのどちらかを指すものとして用いられるが、どちらを指しているのかは文脈により、また、どちらの解釈としても問題ない場合も多い。BとHは一定の関係にあるが、BとHの単位は国際単位系（SI）でそれぞれWb/m2, A/m であり、次元も異なる独立した二つの物理量である。Hの単位はN/Wbで表すこともある。なお、CGS単位系における、磁場（の強さ）Hの単位は、Oeである。�@
			A/m	Oe		1Oe＝10/(4π) (A/Gb)/0.01(m/cm)＝1000/(4π)A/m＝約79.577A/m
透磁率、 導磁率		Permeability	磁場（磁界）の強さHと磁束密度Bとの間の関係を B＝μH で表した時の比例定数μである。単位はH/m（ヘンリー毎メートル）、あるいは N/A2（ニュートン毎平方アンペア）。 磁界の強さHと磁束密度Bとの関係、磁化曲線またはB-H カーブの傾きになる。実用的な強磁性磁気材料では、磁化曲線はヒステリシスをもつので、透磁率は始め小さく（初透磁率）、その後大きくなる。 透磁率の大きい材料を芯につかえばより強力な電磁石になる。 真空の透磁率μoとの比μs＝μ/μoを比透磁率という。 μo＝4π×10-7H/m＝1.2566370614…×10-6H/m 真空中の誘電率εoと真空中の光速cとの間には √εoμo＝1/c という関係がある。�@
			H/m
磁気モーメント		Magnetic moment	磁気双極子モーメント、簡単には磁気モーメントM は、一対の磁荷としても一つの環状電流としても定義できる。 一対の磁荷として定義するなら、磁荷の大きさをm 、正負二つの磁荷を距てる無限小の距離ベクトルをl、とすると、磁気モーメントM は M = ml で与えられる。 一方、環状電流として定義するなら、環の面積をA 、電流をIとすると、 M = IAn となる。ここで、n は環と垂直な単位ベクトルである。nの方向、したがってMの方向、は右手の法則によって与えられる。すなわち、電流の方向に右手の親指以外を巻いたときに親指の方向がnの方向になる。 環電流で磁気モーメントを定義するのは、磁気モーメントはすべて電流によっているのであるから、より基本的である。しかし、磁気モーメントが磁荷の対からなっていると考えた方が便利なこともある。�A
磁化、 磁気分極	磁化	Magnetization	磁性体に外部磁場をかけたときに、その磁性体が磁気的に分極して磁石となる現象のこと。また、磁性体の磁化の程度を表す物理量も磁化と呼ぶ。磁気分極（magnetic polarization）とも呼ばれる。 強磁性体は磁場をかけて磁化させた後に磁場を取り除いた後も分極が残り永久磁石となる残留磁化と呼ばれる現象があるが、これも磁化と呼ぶ場合がある。�@ 磁化Jと帯磁率χ ある物質の磁石の強さあるいは磁化Jは単位体積あたりの磁気モーメントの量である。ある体積の磁化の大きさを計算するには、磁気モーメントのベクトル和を体積で割ればいい。 J =ΣMi／体積 Mi というのは構成している磁気モーメントである。磁化の強さの単位はＴ（テスラ）またはWb/m2。磁化は誘導磁化と自発磁化の二つに分類できる。ある物質が磁場H にさらされると、誘導磁化Jiが生じる。生じる磁化と磁場は帯磁率χで結びつけられる。 Ji＝χH つまり、帯磁率χはある物質の磁化しやすさと見ることができる。上の式では帯磁率としてスカラーを取った。これは磁化と磁場が平行となることを暗黙に仮定していることとなる。しかしながら、磁気異方性を示す物質もある。そのような物質ではJi はH と平行にはならない。磁気異方性を持った物質では、x方向に磁場をかけても一般にはx方向だけではなくy, z方向の磁化も生ずる。この様な場合は、帯磁率は3×3 の行列で表されるようなテンソルとなる。現在の磁場の働きかけの結果である誘導磁化に加えて、残留磁化Jrを持つ物質もある。残留磁化はその物質に働いた過去の磁場を記録している。�A
	残留磁化	Remanent Magnetization	自然残留磁化(NRM)�B J＝Ji＋Jr 　Ji：誘導磁化、Jr：自然残留磁化。 Ji＝χH 　H：地球磁場、Ji：誘導磁化。 NRM＝初生NRM＋二次NRM 　初生NRM＝熱残留磁化(TRM)＋化学残留磁化(CRM)＋堆積残留磁化(DRM)。 　二次NRM＝粘性残留磁化(VRM)＋等温残留磁化(IRM)。 飽和等温残留磁化（SIRM）、S-0.3T=[1-(IRM0.3T/SIRM)]/2〔0.3Tは大部分の磁鉄鉱のIRMが飽和する磁場〕、S ratio、HIRM〔＝SIRM＋IRM-0.3T)/2〕、非履歴性残留磁化（ARM）�C
磁化率、帯磁率、 磁気感受率	磁化率	Magnetic susceptibility	磁気分極の起こりやすさを示す物性値。 外部から磁界Hを掛けられると一般の磁性体には磁気分極Pmが生ずるが、このHとPmは比例する。その関係を Pm＝χmμoH のように書き表した時の比例係数χmが(静的な)磁化率である（μoは真空の透磁率）。ギリシア文字のχで表現するが、電気感受率にも同じ文字を使う場合があるので区別のためχmとしている。μoHとPmは共に磁束密度の次元を持つので、χは無次元量であり単位系に依らない（ただしPm＝χmHのように透磁率を介さず、直接にPmとHを結ぶ係数を磁化率χmと定義する流派も存在し、この場合のχmは透磁率と同じ次元を持つことになる）。
			T	G	1T＝1Wb/m2＝104G	1G＝10-4T
	体積磁化率	Volume susceptibility（κ）	体積磁化率：κ＝M/H H：磁場（A/m）、M：単位体積当たりの磁化（A/m）�A
	質量磁化率	Mass susceptibility（χ）	質量磁化率：χ＝κ/ρ κ：体積磁化率（無次元）、ρ：密度（kg/m3）�A
ヒステリシス		Hysteresis			磁気ヒステリシス�A 強磁性体においては、その磁化は加えた磁場に比例せず、ヒステリシスを示す。 ヒステリシスループの形は磁性体の性質によって違う。 O→B→C：初磁化曲線 C→D: 残留磁化:飽和等温残留磁化（SIRM) D→E: 保磁力 C→D→E→F→G→C:ヒステリシスループ κ：初生帯磁率 Hc：保磁力 Hcr：残留保磁力 Ms：飽和磁化 Mrs：飽和残留磁化 Day plot、ORC（First-order reversal curves） diagrams�C
保磁力、 抗磁力		Coercivity	磁化された磁性体を磁化されていない状態に戻すために必要な反対向きの外部磁場の強さをいう。　保磁力の単位には、CGS単位系ではエルステッド [Oe] 、SI単位ではアンペア毎メートル [A/m] をもちいる。1 [A/m] は 4π×10-3 [Oe] である。�@
			A/m	Oe		1Oe＝10/(4π) (A/Gb)/0.01(m/cm)＝1000/(4π)A/m＝約79.577A/m
各種温度	キュリー温度、 キュリー点	Curie temperature、 Curie point	強磁性体が常磁性体に変化する転移温度、もしくは強誘電体が常誘電体に変化する転移温度。�@
	ネール温度	Neel（最初のeの頭に´） temperature、 magnetic ordering temperature	反強磁性体が常磁性へと転移する温度。�@ The Neel（最初のeの頭に´） temperature or magnetic ordering temperature, TN, is the temperature above which an antiferromagnetic or ferrimagnetic material becomes paramagnetic−that is, the thermal energy becomes large enough to destroy the macroscopic magnetic ordering within the material. The Neel（最初のeの頭に´） temperature is analogous to the Curie temperature, TC, for ferromagnetic materials. It is named after Louis Neel（最初のeの頭に´）(1904-2000), who received the 1970 Nobel prize in physics for his work in the area.�@
	フェルベー点	Verwey transition	Fe−フェライトは磁鉄鉱（magnetite）と呼ばれ、人類が発見した最も古い磁性体である。スピネル格子で、単位胞の中に32個のO2-イオンと8個のAイオンと16個のBイオンの計56個のイオンを含む。磁鉄鉱はBイオンにFe3+とFe2+が同居するため、それらの間を電子が飛び移るホッピング伝導を行う。そのため、フェライトの中では異例に電気抵抗率が低い。125Kでこのホッピングは停止し、その温度以下で電気抵抗は急上昇し、結晶がひずむ。この変態点をフェルベー点という。�A
	モーリン点	Morin transition	ヘマタイト（α-Fe2O3）は低温（250K以下）ではｃ軸方面に磁化を持つ反強磁性であるが、高温（250-963K）ではｃ面に磁化を持つ傾角磁性になる。この250Kの転移点をモーリン点という。�A The Morin transition (also known as a spin-flop transition) is a magnetic phase transition in α-Fe2O3 hematite where the antiferromagnetic ordering is reorganized from being aligned perpendicular to the c-axis to be aligned parallel to the c-axis below TM. TM = 260K for Fe3+ in α-Fe2O3. A change in magnetic properties takes place at the Morin transition temperature.�@
消磁		demagnetization	段階的に、磁場の大きさあるいは温度を変えて、磁化を測定することにより、磁性鉱物の種類（化学組成の違いも含む）や量や粒径を予想する。 部分消磁−段階消磁�B 　交流消磁 　熱消磁 　化学消磁
SI＝国際単位系、cgs＝cgs単位系。 T=テスラ、G＝ガウス、Oe＝エルステッド、H＝ヘンリー、A＝アンペア、m＝メートル。 �@ウィキペディア（Wikipedia）。 �Aいろいろなメモ（岩石磁気の基礎の基礎）（HP/2013/11）　　http://staff.aist.go.jp/r-morijiri/memomemo/misc00.html 　森尻理恵氏による。 �B古地磁気学　　http://www.sci.kumamoto-u.ac.jp/earthsci/shibuya/ButlerJ0.1.7.3.pdf 　Robert F. Butler著（1992）の渋谷秀敏氏による訳。2001年7月、139p。 �C環境磁気学―レビュ―　　https://www.jstage.jst.go.jp/article/jgeography1889/114/2/114_2_284/_pdf 　鳥居雅之氏による。地学雑誌、114（2）〔特集：地磁気・古地磁気研究の最前線〕、284-295、2005年、12p。

【2013】

• Moskowitz（HP/2013/11）による『Classes of Magnetic Materials』から　　
  

  Magnetic Properties of Minerals Mineral Composition Magnetic Order Tc(℃) σs (Am2/kg) Oxides Magnetite Fe3O4 ferrimagnetic 575-585 90-92 Ulvospinel Fe2TiO5 AFM -153 　 Hematite αFe2O3 canted AFM 675 0.4 Ilmenite FeTiO3 AFM -233 　 Maghemite γFe2O3 ferrimagnetic 〜600 〜80 Jacobsite MnFe2O4 ferrimagnetic 300 77 Trevorite NiFe2O4 ferrimagnetic 585 51 Magnesioferrite MgFe2O4 ferrimagnetic 440 21 Sulfides Pyrrhotite Fe7S8 ferrimagnetic 320 〜20 Greigite Fe3S4 ferrimagnetic 〜333 〜25 Troilite FeS AFM 305 　 Oxyhydroxides Goethite αFeOOH AFM, weak FM 〜120 ＜1 Lepidocrocite γFeOOH AFM(?) -196 　 Feroxyhyte δFeOOH ferrimagnetic 〜180 ＜10 Metals & Alloys Iron Fe FM 770 　 Nickel Ni FM 358 55 Cobalt Co FM 1131 161 Awaruite Ni3Fe FM 620 120 Wairauite CoFe FM 986 235 FM = ferromagnetic order AFM = antiferromagnetic order Tc = Curie or Neel Temperature σs = saturation magnetization at room-temperature Moskowitz（HP/2013/11）による『Classes of Magnetic Materials』から

• Wikipedia（HP/2013/10）による『Hematite』などから
  

  Hematite（赤鉄鉱）の磁性 250K（約−23℃）以下 Morin transition Antiferromagnetism 反強磁性 250K〜948K 　 canted antiferromagnet 傾角反強磁性、弱強磁性 weakly Ferromagnetism 弱い強磁性 948K（約675℃）以上 Neel（最初のeの頭に´） temperature Paramagnetism 常磁性 Wikipedia（HP/2013/10）による『Hematite』などから

【2012】

• 中塚（2012/7）による『分かり易い物理探査　磁気探査 1）』
  

  図2　岩石・鉱物の帯磁率 中塚（2012/7）による『分かり易い物理探査　磁気探査 1）』

• Shaar（2012/2）による『Magnetic mineralogy　SIO 247』から　　
  

  Groups of important rock-magnetic minerals Oxides Sulfides oxyhydroxides Fe/Ti-oxide Fe/Mn Oxides Fe-sulfides Fe-oxyhydroxides (titano)-magnetite (titano)-maghemite (titano)-hematite Jacobsite, Magnesioferrite Pyrrhotite Greigite Troilite Goethite Lepidocrocite Feroxyhyte abundant in all types of recorders sediments sediments volcanic soils sediments baked clay Also: metals & alloys like Iron Nickel and Coblat Shaar（2012/2）による『Magnetic mineralogy　SIO 247』から

【2010】

• ウィキペディア（2010）による『磁性』などから　　
  

  磁性

  磁性の種類		特徴	物質の例	磁石に付く
  強磁性（フェロ磁性）	Ferromagnetism	自発磁化を持てる	鉄（Fe）	○
  フェリ磁性	Ferrimagnetism	全体として磁化を持つ	磁鉄鉱（magnetite） マグヘマイト（maghemite、γ-Fe2O3）	○
  常磁性	Paramagnetism	磁場を印加するとその方向に弱く磁化する		×
  反磁性	Diamagnetism	磁場を印加すると物質が磁場の逆向きに磁化される	ビスマス（Bi）	×
  反強磁性	Antiferromagnetism	全体として磁気モーメントを持たない	酸化マンガン（MnO） 酸化ニッケル（NiO）	×

• 石川（2010）による『環境磁気学』から
  

  石川（2010）による『環境磁気学』から 体積磁化率：κ＝M/H 〔H：磁場（A/m）、M：単位体積当たりの磁化（A/m）〕 質量磁化率：χ＝κ/ρ 〔κ：体積磁化率（無次元）、ρ：密度（kg/m3）〕 κ：初生帯磁率、Hc：保磁力、Hcr：残留保磁力、Ms：飽和磁化、Mrs：飽和残留磁化

【2006】

• Tucek（cの頭にv）（2006？）による『Magnetic Properties of Hematite (α-Fe2O3) Nanoparticles by View of Mossbauer（oの頭に¨） spectroscopy』から
  

  3. Magnetism of hematite Magnetic material with dvou different magnetic orderings under the Neel（後のeの頭に´） temperature (TN =960 K), hematite is paramagnetic above TN The magnetic state of hematite is dominantly determined by strong magnetic interaction among magnetic moments of Fe3+ ions, mediated by antiferromagnetic indirect exchange interaction via d-orbitals of O2- ionts　 Important phenomenon→ Morin transition (MT), characterized by temperature TM, at which the alignement of magnetic moments into mutually perpendicular directions takes place, TM = 263-267 K. Below TM→AF phase → hematite is purely antiferromagnetic, when the　magnetitude of magnetization of both sublattices is the same, but they have opposite direction→collinear antiferromagnetic ordering, spins lie in　rhombohedral, i.e. [111], direction　 Above TM→WF phase→hematite is weakly ferromagnetic due to noncollinearity of sublattice magnetizations, which are inclined to each other by the angle different from180°→ spins lie in basal　plane (111) → small canting angle and　small ferromagnetic moment due to Dzyaloshinsky antisymmetric interaction MT is first-order thermodynamic transition, when 90° spin-flop occurs; it results from ceaseless competition between strong magnetic dipolar　anisotropy (MDA → favours the orientation of spins in basal plane) and local iont anisotropy (LIA, spin-orbitalni interaction → favours the orientation of spins in [111] plane) with different thermal dependencies, at MT→ MDA = LIA → the sign of total magnetocrystalline anisotropy (MCA) changes
  Tucek（cの頭にv）（2006？）による『Magnetic Properties of Hematite (α-Fe2O3) Nanoparticles by View of Mossbauer（oの頭に¨） spectroscopy』から

【2005】

• 鳥居（2005）による『環境磁気学― レビュー―』から
  

  表1　おもな強磁性鉱物とその特徴. 鉱物名 化学式 常温飽和磁化 （Am2/ｋｇ） 高温相変態点 （℃） 低温相変態点 （K） マグネタイト Fe3O4 90-92 575-585 120 マグヘマイト γ-Fe2O3 70-80 〜600 nd ヘマタイト α-Fe2O3 0.4 675 〜260 ピロータイト Fe7S8 20 320 34 グレイガイト Fe3S4 〜25 nd nd ゲーサイト α-FeOOH ＜1 〜120 nd おもにHunt et al. (1995b)に基づく。ndは認められないことを示す。グレイガイトの高温変態点については議論があり、ここでは存在しないという立場に立っている。
  図1　純粋なマグネタイトの単位質量当り初磁化率(χ)と粒径との関係 Maher (1988)と Hunt et al. (1995b)より簡略化。	図2　(a)　Day Plot。破線は単磁区マグネタイト粒子と多磁区マグネタイト粒子の混合ライン(Dunlop,2002)。破線に沿って、(1)はマグネタイトの単磁区領域、(2)はマグネタイトの疑似単磁区領域、(3)はマグネタイトの多磁区領域をそれぞれ示している。 (b)　タクラマカン沙漠の砂と黄土層試料のDay plot(両対数)。試料採取地点が西から東に移動するに従って、グラフ上の点は右下から左上(粗粒から細粒へ)に分布する。● はタクラマカン沙漠の砂試料、△ は沙金坪(甘粛省蘭州市)の黄土試料、○ は洛川(陳西省)の黄土試料。点線は(a)のマグネタイトの混合ライン。Torii et al.(2001)より簡略化。
  図3　オホーツク海海底堆積物コア試料の環境磁気学的パラメータの変動 深度約140cmで堆積環境が大きく変わったことが示唆されている。それ以外に火山ガラスの濃集層による顕著なピークが認められる。川村ほか(2003)より簡略化。 保磁力（Bc）の求め方： ・消磁曲線から（直流消磁法）←飽和磁化（Ms）と飽和残留磁化（Mrs） ・残留磁化から（交流消磁法）←残留保磁力（Bcr） 　…等温残留磁化（IRM）⇒SIRM（飽和等温残留磁化、Mrsと同じ)／S-0.3T＝[1-(IRM0.3T/SIRM)]/2（Bloemendal et al., 1988）／SとS ratio／HIRM＝(SIRM＋IRM-0.3T)/2（Bloemendal et al., 1992）／magnetic unmixing（Heslop et al., 2002、Oda and Torii, 2004）／composite IRM method（Lowrie, 1990、Sagnotti and Winkler, 1999）／Torii et al.(1996)の方法 粒径分布の求め方： 　…Day plot（Day et al., 1977、Dunlop, 2002）／Banerjee plot（King plot）（Banerjee et al., 1981、King et al., 1982）／FORC（Firstorder reversal curves) diagrams法（Pike et al., 1999） ・Banerjee, S.K., King, J. and Marvin, J. (1981): A rapid method for magnetic granulometry with applications to environmental studies. Geophys. Res. Lett., 8, 33-336. ・Bloemendal, J., Lamb, B. and King, J.W. (1988): Paleoenvironmental implications of rock-magnetic properties of late Quaternary sediment cores from the eastern equatorial Atlantic. Paleoceanography, 3, 61-87. ・Bloemendal, J., King, J.W., Hall, F.R. and Doh, S.-J.(1992): Rock magnetism of late Neogene and Pleistocene deep-sea sediments: Relationship of sediments source, diagenesis processes, and sediment lithology. J. Geophys. Res., 97, 4361-4375. ・Day, R., Fuller, M. and Schmidt, V.A. (1977) : Hysteresis properties of titanomagnetites : Grain-size and compositional dependence. Phys. Earth Planet. Inter., 13, 260-267. ・Dunlop, D.J. (2002) : Theory and application of the Day plot (Mrs/Ms versus Hcr/Hc). 2. Application to data for rocks, sediments, and soils. J. Geophys. Res., 107, doi : 10.1029/2001JB000486. ・Heslop, D.V., Dekkers, M.J., Kruiver, P.P. and van Oorschot, I.H.M. (2002): Analysis of isothermal remanent magnetization acquisition curves using the expectation-maximization algorithm. Geophys. J. hit., 148, 58-64. ・Hunt, C.P., Moskowitz, B.M. and Banerjee, S.K.(1995b): Magnetic properties of rocks and minerals. In Thomas, J.A. eds.: Rock Physics and Phase Relations: A Handbook of Physical Constants.American Geophysical Union, 189-204. ・川村紀子・池原　研・小田啓邦・鳥居雅之(2003):オホーツク海完新世堆積物の岩石磁気学的研究― 北海道網走沖北見大和堆周辺で採取された2本のコア試料―: 第四紀研究, 42, 83-97. ・King, J.W., Banerjee, S.K., Marvin, J. and Ozdemir, O.(1982): A comparison of different magnetic methods　for determining the relative grain size of magnetite in natural materials : Some results from lake sediments. Earth Planet. Sci. Lett., 59, 404-419. ・Lowrie, W. (1990): Identification of ferromagnetic minerals in a rock by coercivity and unblocking temperature properties. Geophys. Res. Lett., 17, 159-162. ・Maher, B.A. (1988): Magnetic properties of some synthetic sub-micron magnetites. Geophys. J., 94, 83-96. ・Oda, H. and Torii, M. (2004): Sea-level change and remagnetization of continental shelf sediments off New Jersey (ODP Leg 174A): Magnetite and greigite diagenesis. Geophys. J. Int., 156, 443-458. ・Pike, C.R., Roberts, A.P. and Verosub, K.L. (1999): Characterizing interactions in fine magnetic particle systems using first reversal curves. J Appl. Phys., 85, 6660-6667. ・Sagnotti, L. and Winkler, A. (1999): Rock magnetism and paleomagnetism of greigite-bearing mudstones in the Italian peninsula. Earth Planet. Sci. Lett., 165, 67-80. ・Torii, M., Fukuma, K., Horng, C.-S. and Lee, T.-Q. (1996): Magnetic discrimination of pyrrhotite- and gregite-bearing sediment samples. Geophys. Res. Lett., 23, 24-636. ・Torii, M., Lee, T.-Q., Fukuma, K., Mishima, T., Yamazaki, T., Oda, H. and Ishikawa, N. (2001): Mineral magnetic study of the Taklimakan desert sands and its relevance to the Chinese loess. Geophys. J Int., 146, 416-424. 小玉一人(1999):古地磁気学: 東京大学出版会. 中井睦美(2004):ジオロジストのための岩石磁気学― 帯磁率・古地磁気学からAMSまで. 地学双書 34, 地学団体研究会.
  鳥居（2005）による『環境磁気学― レビュー―』から

【2001】

• 渋谷（2001/7）〔Robert F. Butler（1992）による『Paleomagnetism』の日本語版〕による『古地磁気学』から
  

  Figure 2.1 (a) Magnetization, J, versus magnetizing field, H, for a diamagnetic substance. Magnetic susceptibility, χ, is a negative constant. (b) J versus H for a paramagnetic substance. Magnetic susceptibility, χ, is a positive constant. (c) J versus H for a ferromagnetic substance. The path of magnetization exhibits hysteresis (is irreversible), and magnetic susceptibility, χ, is not a simple constant.	Figure 2.4 Exchange couplings for (a) ferromagnetic, (b) antiferromagnetic, and (c) ferrimagnetic materials. The net magnetization for ferrimagnetic material is shown at right; the net magnetization of antiferromagnetic material is zero.
  Figure 2.7 Comparison of cation distributions in normal spinel and inverse spinel. A and B indicate A sublattice and B sublattice cations, respectively; arrows indicate directions of cationic magnetic moments. Redrawn after McElhinny (Palaeomagnetism and Plate Tectonics, Cambridge,　London, 356 pp., 1973).	Figure 2.8 Saturation magnetization and Curie temperature for titanomagnetite series. Composition is　indicated by parameter x; the left axis indicates saturation magnetization (js); the right axis indicates Curie temperature (TC). Redrawn after Nagata (1961).
  Figure 2.10 Saturation magnetization and Curie temperature for titanohematite series. Composition is　indicated by parameter x; the left axis indicates saturation magnetization (js); the right axis　indicates Curie temperature (TC); compositions x < 0.45 have canted antiferromagnetic coupling; compositions 0.45 < x < 1.0 have ferrimagnetic coupling. Modified from Nagata (1961) and Stacey and Banerjee (1974).	Figure 2.12 Compositional gaps for titanohematite and titanomagnetite. Compositions are indicated by parameter x for each series; solid solution is complete within each series at temperatures above the bold curves; exsolution occurs for intermediate compositions at temperatures below these curves. Adapted from Nagata (1961) and Burton (Reviews in Mineralogy, v. 24, in press).
  渋谷（2001/7）〔Robert F. Butler（1992）による『Paleomagnetism』の日本語版〕による『古地磁気学』から

【1999】

• 吉田・鄭（1999）による『環境磁気学的方法は環境汚染調査に貢献しうるか？』から　　
  

  磁気的パラメータ �@帯磁率（magnetic susceptibility） �A磁気ヒステリシス(magnetic hysteresis) �B残留磁化(remanent magnetization) �C温度-磁気特性 Table 1: Useful Parameters for Environmental Magnetic Studies k (initial magnetic susceptibility)〔初帯磁率＝初磁化率＝帯磁率〕 SIRM (Saturation IRM) BCR (Coercivity of SIRM) Applied field for completely cancellation to SIRM IRMLR/SIRM (Oldfield et al.,1985) IRM-20mT/SIRM + IRM-40mT/SIRM (Oldfield et al.,1985) IRMHR/SIRM IRM-100mT/SIRM + IRM-200mT/SIRM (Oldfield et al.,1985) S ratio (Blomendal et al.,1988) S = -IRM-300mT/IRM1000mT S’ = -IRM-300mT/SIRM HIRM (“hard” IRM) (Blomendal et al.,1988) (SIRM+IRM-0.3T)/2 (SIRM-IRM0.3T)/2 SIRM/χ SIRM/ARM (Oldfield et al.,1985) ARM (DC0.05mT + AC 100mT peak)〔非履歴性残留磁化〕 吉田・鄭（1999）による『環境磁気学的方法は環境汚染調査に貢献しうるか？』から

【1997】

• 長崎（1997/12）による『岩石磁気と磁気異常から得られる地質情報』から　　
  

  図3　帯磁率Kの頻度分布 長崎（1997/12）による『岩石磁気と磁気異常から得られる地質情報』から

• 石原（1977）による『The Magnetite-series and Ilmenite-series Granitic Rocks』から
  

  Fig. 1 Distribution of the magnetite-series and ilmenite-series granitoids in Japan. Ratios of the two series in one tectonic unit or one area are shown in circles. The Inner Zone of Southwest Japan is subdivided into northern Kyushu, Chugoku-Kinki, Chubu and Niigata-Kanto districts. Abbreviations: HK, Hidaka belt (Tertiary); KT, Kitakami belt (early Cretaceous); AB, Abukuma belt (Cretaceous and minor older rocks); RY , Ryoke belt (Cretaceous and minor older rocks); SY, Sanyo belt (Cretaceous-Paleogene); SL, Sanin belt (Cretaceous-Paleogene); SWO, Southwestern outer belt (Miocene); TTL , Tanakura tectonic line; MTL, Median tectonic line; SM, Sanbagawa metamorphic belt; KM , Kamuikotan metamorphic belt. Jurassic Funatsu granitoids and Miocene granitoids of the Green Tuff belt are not shown. Both consist of magnetite-series rocks. Tsushima is Miocene and probably an independent belt . 石原（1977）による『The Magnetite-series and Ilmenite-series Granitic Rocks』から