地磁场长期变(Paleomagnetic Secular Variation，简称PSV)源自地球液态外核流动方式的改变，受偶极子场和非偶极子场控制。400年前，人们开始系统记录和观测地磁场的变化。这些实际观测的地磁场变化数据是了解地球内部活动的重要材料^[1～5]。更为久远的地磁场变化，如全新世地磁场长期变则需要通过地磁记录载体来获得，研究材料包括火山岩^[6]、考古材料(如壁炉、砖等)^[7～10]以及高沉积速率的湖相^[11～17]和海相沉积物^{[18, 19]}等。其中，湖泊和海洋沉积物可以提供连续高分辨率的地磁场变化信息，成为全新世地磁场长期变研究中重要的研究对象，是全球地磁场模型的重要数据来源^[20～22]。在过去30年中，欧美多处湖泊沉积物开展了地磁场长期变研究，并且在不同湖泊都建立了具有准确年代控制的地磁场长期变标准曲线^{[12, 14, 23]}。然而，地磁场长期变研究在其他地区相对较少。东亚地区湖泊分布多，并且有宽广的陆架，适宜开展高分辨率地磁场长期变研究。目前，东亚地区仅有几个湖泊开展了地磁场的研究^{[15, 16, 24～26]}，边缘海地区的古地磁场变化研究尚属空白。

本文对东海内陆架泥质沉积区重力钻MD06-3040开展详细的古地磁学和岩石磁学分析，获得中国东海全新世地磁场长期变特征。我们进一步对比东亚地区地磁场长期变特征，建立首个地磁场长期变(PSV)综合曲线。区域性综合地磁场长期变可以减少非偶极子场影响，保留的偶极子场共性反映出地球内部动力机制变化，同时可以用于东亚区域地层对比。

东海是西太平洋边缘海中唯一以陆架区为主的边缘海，环流复杂，海陆相互作用强烈。每年接收大量河流搬运来的沉积物，受南下沿岸流和北上暖流控制，泥质沉积物在内陆架沉积，形成一个沿海岸分布的细长(约800km)楔形沉积体，从长江口沿着中国东部海岸一直向南延伸至台湾海峡^[27]。在末次冰盛期期间，海岸线降低至冲绳海槽附近，东海大陆架出露于地表接受剥蚀。现代东海内陆架泥质沉积体于全新世海平面上升后堆积形成^[28](图 1)。

图 1(Fig. 1)

图 1 东亚地区已开展地磁场长期变研究的湖泊位置(a)以及东海大陆架环流特征及MD06-3040详细位置(b) Fig. 1 Schematic map of East Asia with locations where lacustrine PSV obtained (a) and detailed information about East China Sea(ECS) continental shelf, where the studied core MD06-3040 drilled (b)

2006年，IMAGES XIV-MD155-Marco Polo Ⅱ航次在东海内陆架泥质体上钻取长19.22m的岩芯MD06-3040(27°43.4′N，121°46.9′E；水深46m)，其年代框架通过双壳类动物贝壳的AMS ¹⁴ C测年建立，岩芯底部接近1万年。平均沉积速率大概是2mm/a^[29]。结合¹⁴ C结果，我们可以得出岩芯底部(18.5m以下)是末次冰盛期和早全新世的海侵时期形成的砂和粉砂互层；18.5m(9.8ka)以上的沉积物由粉砂质粘土和粘土构成，质地均一，适宜开展古地磁研究(图 2a和2b)。

图 2(Fig. 2)

图 2 MD06-3040的年代框架(a)和平均粒径(b)，以及岩石磁学参数的剖面变化：磁化率(c)，ARM/IRM1T(d)，S-ratio(e)，上部和下部两个代表性样品高温(χ-T曲线)(f)和低温(零场冷却(ZFC)剩磁获得曲线(在10K加2.5T的场)(g)岩石磁学结果 Fig. 2 Age model(a), mean grain size(b), and down-core magnetic variations:susceptibility(c), ARM/IRM1T(d), and S-ratio(e)of core MD06-3040, as well as two representative results of thermomagnetic analysis:χ-T curves(f) and zero-field cooled(ZFC)remanence(imparted in a field of 2.5T at 10K)(g)are shown on the right

使用无磁性的U型槽在MD06-3040保留岩芯中进行连续取样，进行系统的磁学参数研究，在法国国家科学研究中心气候与环境实验室完成磁化率和剩磁测试。在磁屏蔽间使用2G-760超导磁力仪对U形槽样品依次进行天然剩磁NRM(含12步交变退磁5mT、10mT、15mT、20mT、25mT、30mT、35mT、40mT、45mT、50mT、60mT和80mT)、非磁滞剩磁(ARM)和等温剩磁(IRM)的研究，测试间隔为2cm。非磁滞剩磁在100mT递减的交流场和0.05mT直流场下获得，然后逐步退磁(5mT、10mT、15mT、20mT、25mT、30mT、35mT、40mT、50mT、60mT和80mT)；再依次获得50mT、100mT、300mT和1T外加场下的等温剩磁(IRM_1T)，以及反向100mT和300mT的等温剩磁，计算S-ratio=-IRM_-0.3T/IRM_1T)。文中采用ARM/IRM_1T指示沉积物中磁性矿物粒度变化，比值越大，颗粒越小^[30]。

使用MFK多频磁化率仪和CS-3温度控制系统在氩气环境下对不同深度的样品(约200mg)进行质量磁化率随温度变化(χ-T)曲线测量；使用Quantum公司的MPMS磁参数分析仪观察低温下不同深度的样品的磁性矿物特征，对70～120mg的样品进行零场冷却(Zero-field cooled，简称ZFC)，在10K时，2.5T外加场下获得剩磁后，得到10～300K升温过程中的剩磁曲线。岩石磁学实验在中国科学院地质与地球物理研究所古地磁学与年代学实验室完成。

选取不同深度代表性样品(约1g)，分离出纯净的含磁性矿物后在扫描电镜下(SEM)进行形貌特征观察以及能谱分析。为了避免其他因素的影响，在磁选之前没有加其他化学物质，选择在无水乙醇中超声分散样品。每个样品大约需要0.5～1.0小时分选。当磁性矿物不能够再提取时，磁选结束。磁选后的颗粒物粘贴在导电胶后，镀一层几纳米的碳膜，增强样品的导电性，减少颗粒受轰击后产生大量电荷对呈像效果的影响。样品分析在中国科学院地质与地球物理研究所LEO-1450扫描电子显微镜上完成，其加速电压为151kV。在背散射模式下拍摄颗粒形态照片，并通过X射线能谱获得元素分布特征。

MD06-3040底部沉积物以粗砂为主，不适合开展古地磁学研究，因此图 2展示MD06-3040中18.5m以上的磁学参数变化。高温和低温磁学实验是获得沉积物中磁性矿物组成的最有效方法。零场冷却(ZFC)剩磁曲线都显示了磁铁矿Verwey转换特征(图 2g)，下部沉积物中的磁铁矿信号更为明显，说明底部多畴(MD)磁铁矿对等温剩磁的贡献较大^[31]。χ-T曲线结果显示了磁铁矿的居里温度，同时在加热过程中磁化率在300℃明显增加，表明铁的硫化物在加热过程中被氧化成铁的氧化物(图 2f)。

磁化率、ARM/IRM_1T和S-ratio指示了沉积物中磁性矿物含量、粒度和矿物组合特征的变化^[30]。图 2c～2e中灰色阴影部分将岩芯分成上下两个部分：上部岩芯中磁性矿物的矫顽力较低，以磁铁矿为主，磁性矿物以单畴(SD)和准单畴(PSD)颗粒为主；下部岩芯中磁性矿物矫顽力增大，并且以多畴磁铁矿为主。由于多畴磁铁矿的矫顽力比单畴磁铁矿要低，因此底部沉积物矫顽力增大，可能是铁的硫化物含量增加所致。

从沉积物顶部和底部提取的磁性矿物都发现了铁的氧化物和铁的硫化物(图 3)。形状不规则的颗粒主要由Fe和O组成，部分颗粒含有Ti。Fe(Ti)与O的原子个数比约为2:3、3:4或1:1，这表明这些铁的氧化物大部分为(钛)磁铁矿和/或赤铁矿。1.44m深度的样品中铁的氧化物粒度分布从几个微米到超过30μm；13.50m深度的样品中只含粗颗粒氧化物(大约10～30μm)。这与低温磁学实验以及磁性矿物粒度指标ARM/IRM_1T的结果一致，岩芯下部沉积物中几乎没有细颗粒磁性矿物(图 2)。

图 3(Fig. 3)

图 3 MD06-3040岩芯中1.44m和13.50m两个深度沉积物磁选样品的扫描电镜图和元素能谱 Fig. 3 Scanning electron microscopy(SEM) graphs in backscattered electron (BSE) mode with elemental spectra for sediments at depth of 1.44m and 13.50m of core MD06-3040

形状规则颗粒的能谱分析结果发现主要元素由Fe和S组成，其百分含量结果表明Fe和S的原子个数比接近1。1.44m深度的样品中铁的硫化物呈簇状集合体，直径大概10μm。硫化铁颗粒只占总磁性颗粒的一小部分(大概10%)。13.50m深度的样品中铁的硫化物表现为圆形簇状集合体(直径大约10μm)和规则的八面体颗粒(直接大约2～10μm)。铁的硫化物占总磁性颗粒的大部分(50%～60%)。Canfield和Berner^[32]指出经过成岩作用影响后，沉积物中簇状集合体颗粒外表看起来像黄铁矿小球体，但是其核部仍为磁铁矿。黄铁矿磁性较弱，很难被磁铁吸附，磁选样品中存在簇状黄铁矿颗粒可能由于内部的磁铁矿核而被选出。规则的八面体形状的硫化铁很可能是胶黄铁矿，在成岩作用之后或同期形成，其磁性比其他铁的硫化物强。SEM的观察结果(图 3)与χ-T测量结果(图 2f)一致，即8.45m以下铁的硫化物相对含量增加^[29]。

磁学及扫描电镜结果将东海的沉积序列分成两个主要部分：顶部沉积物(0.15～8.45m)以细粒准单畴磁铁矿颗粒为主，并含有一些赤铁矿和一些铁的硫化物；底部(9.0～18.5m)沉积物以粗颗粒的(准单畴＋多畴)磁铁矿颗粒和铁的硫化物为主。上下两部分之间(8.45～9.00m)是两种明显不同磁性组成单元的过渡带，具有高矫顽力的特征。

沉积物样品采用交变退磁方法获得特征剩磁。图 4是不同深度样品的正交矢量Z氏投影图和NRM退磁曲线。在Z氏图中，5mT以后数据点呈一条直线趋向原点，指示了一个稳定的分量(图 4)。8.45m以上的沉积物的NRM和ARM具有相似的退磁特征，在80mT时值都接近0；9.00m以下的沉积物的NRM和ARM显示了不同的退磁行为，ARM比NRM难退磁(图 4)。由于ARM对单畴磁铁矿很敏感，ARM难退磁说明底部沉积物中单畴磁铁矿的贡献较少^[30]。底部沉积物的中值退磁场(MDF)比顶部小，表明底部多畴磁铁矿颗粒的含量较高(图 5f)。因此，样品的古地磁退磁特征与岩石磁学结果所得结论一致。

图 4(Fig. 4)

图 4 天然剩磁(NRM)逐步交变退磁的端点矢量图和退磁曲线(深度标在每个图的右边)退磁步骤：0、5mT、10mT、15mT、20mT、25mT、30mT、35mT、40mT、45mT、50mT、60mT和80mT；实心和空心圆圈分别代表了NRM在垂直和水平面上的投影；实心和空心方块分别代表了NRM和ARM(非磁滞剩磁)退磁；在此显示的磁偏角方向没有校正 Fig. 4 Vector end-point diagrams of stepwise AF demagnetization of NRM, and normalized decay curves(depths are shown at right up corner of each plot). Demagnetization steps are:0, 5mT, 10mT, 15mT, 20mT, 25mT, 30mT, 35mT, 40mT, 45mT, 50mT, 60mT, and 80mT. Solid and open circles represent NRM projections onto vertical and horizontal planes, respectively. Solid and open diamonds represent NRM and ARM demagnetization respectively. Note that declinations are uncorrected

图 5(Fig. 5)

图 5 主成分分析(PCA)之后古地磁结果的剖面变化特征，NRM25mT(a)，磁倾角(b)，磁偏角(c)，修正磁偏角(d)，最大角偏差(MAD)(e)和中值退磁场(MDF)(f)(b)和(c)中的虚线分别代表 27.7°N预期的GAD值和磁偏角的变化趋势 Fig. 5 Down-core variations of NRM 25mT (a), inclination (b), declination (c), corrected declination (d), maximum angular deviation(MAD) (e), and Medium destructive Field(MDF) (f)after principal component analysis(PCA). Dashed lines in (b) and (c) profiles represent expected GAD inclination at 27.7° latitude and secular twisting linear trends on declination, respectively

在经过主成分分析之后，可以获得特征剩磁的磁倾角和磁偏角(主成分分析结果选取10mT到60mT部分)。磁倾角(Inc.)的平均变化值为46.4°(图 5b中虚线)，这与地心轴向偶极子场(GAD)在27.7°N的计算磁倾角43°相符合。这说明东海地磁场长期变结果是可靠的。磁偏角(Dec.)明显向东偏的趋势，是由于在岩芯提取过程中扭转所致(图 5c中虚线)。去掉这个趋势后得到一个校正后的磁偏角(图 5d)。最大角偏差(MAD)是古地磁数据准确性的判别标准之一，退磁特征越稳定，MAD越小。东海古地磁学数据的MAD值不超过8°，其中95%的数据小于5°(图 5e)，表明东海钻孔的古地磁数据是可信的。

有机质的成岩作用是高沉积速率的湖泊和边缘海地区常见现象。有机质在堆积过程中发生氧化，在这个过程中，需要有细菌为媒介，与沉积物中的氧化剂发生反应，氧化剂的反应顺序如下：O₂、NO₃^-、MnO₂、Fe₂O₃、FeOOH和SO₄^2-，形成由含氧—弱氧化—缺氧三部分组成的氧化还原带^{[33, 34]}。伴随着这个过程，沉积物中的矿物组分随之变化，其中亚铁磁性矿物磁铁矿等会溶解转化为顺磁性的黄铁矿和亚铁磁性的磁黄铁矿。因此，成岩作用的特征以及对沉积物剩磁的影响也成为古地磁学和环境磁学研究的重要内容。

东海沉积物岩芯上部和下部的磁性特征明显不同(见图 2和3)。上部沉积物中以细颗粒磁铁矿为主，下部沉积物则以粗颗粒磁铁矿为主，并含有铁的硫化物。古地磁的退磁结果表明细颗粒和粗颗粒的磁铁矿都记录了稳定的地磁场变化信息(见图 4和5)。Canfield和Berner^[32]在边缘海地区磁性矿物研究中发现沉积物簇状的黄铁矿颗粒在切开后发现磁铁矿的内核，说明沉积物即使发生了成岩作用，地磁场变化等信息仍然被磁铁矿记录下来。东亚地区几个湖泊中也发现磁性矿物含量和种类突变的情况^{[15, 16, 24]}。因此，在开展全新世高分辨率古地磁场研究时，必须详细分析岩石磁学和古地磁学数据，保证数据的准确性。

MD06-3040顶部70cm含水量高，在取样过程中存在拉伸挤压等人为扰动因素，导致磁偏角/磁倾角大幅度的变化(图 5b和5d)。这样的变化并非地磁场的真实情况，因此下文不再讨论。根据¹⁴ C年龄结果，我们得到东海地区全新世地磁场长期变(PSV)特征(图 6)。

图 6(Fig. 6)

图 6 东海地区全新世地磁场长期变特征(9点平滑)数字代表了明显的磁倾角峰值和磁偏角东向漂移(左)；磁倾角和磁偏角的频谱分析结果(右) Fig. 6 PSV of MD06-3040(after smoothing of 9 points)against timescale, with numbers representing obvious inclination peaks and eastward declination swings(left); spectrum results of the inclination and declination(right)

磁倾角变化呈现了6个主要的磁倾角峰：第一个倾角峰(No.1)由两个主要的峰和两个主峰之间的小峰值组成，变化幅度约20°；第二个峰(No.2)有3个小峰(变化幅度小于10°)；第三个峰(No.3)由两个主要的小峰组成，但第三个峰的每个小峰值持续时间比第二个峰的长。在磁倾角图中可以看到第二个和第三个峰(5.0～1.5ka)呈增长趋势；其他3个峰(No.4、No.5和No.6)都由一个主要的峰和一些小峰组成。第六个峰的波动幅度高于其他峰，可能是沉积物中粉砂含量增加所致(图 2)。

MD06-3040的磁偏角有5个明显东向漂移的阶段：第一个东向漂移(No.1′)由3个峰组成，最年轻的峰持续时间小于100年；第二个东向漂移(No.2′)很小，变化幅度只有20°，大概持续了1.5ka(大约1.5～3.0ka)；第三个东向漂移(No.3′)是最主要的一个，变化幅度为40°，持续了2.5ka，从大概5.0ka到1.5ka；第四个东向漂移(No.4′)，由4个微小的变化峰组成，在大约8.5～6.0ka，磁偏角有向东偏的趋势；第五个东向漂移的磁偏角变化大于50°，持续了1.5ka(10.0～8.5ka)与第六个磁倾角峰值阶段对应，可能与沉积物粒度相关。

使用Redfit软件获得磁偏角和磁倾角的频谱特征^[35]。磁倾角数据显示主要的峰值变化周期大约为2000年和550年，磁偏角数据显示变化周期大约为1400年和500年。这个周期性的变化特征在北美和欧洲等地区的研究中也都有发现^{[23, 36]}，说明全新世地磁场变化具有一定的周期性。这个周期可能具有全球一致的特点。

目前，东亚地区几个湖泊开展了地磁场长期变研究(图 1)，包括日本的琵琶湖^[16]、中国东北的二龙湾^[25]、中国南方的湖光岩^[26]和双池岭湖^[24]、中国西南的洱海^[15]、南黄海^[37]以及东北的兴凯湖^[38]。南黄海以及兴凯湖的研究发现末次冰期地磁漂移事件^{[37, 38]}，这个结果在其他地区没有发现，因此这两个地区记录的古地磁漂移结果需要详细论证，在此不作讨论。全新世沉积物的年代框架根据¹⁴ C年代建立，但是测年材料和校准方法不同，可能导致几十年的差异。为了减少年代校准的误差，使用Calib602软件校正所有的¹⁴ C年龄。琵琶湖、二龙湾和湖光岩的地磁场长期变结果是湖泊多根岩芯综合数据，整合的过程中消除了误差和异常特征。然而，MD06-3040和双池岭湖的长期变数据基于一个岩芯中获取的，在此我们采用9点平滑数据来增强信号/噪音比。

东海钻孔MD06-3040位于东亚地区中心位置，我们将其分别与北方和南方的地磁场变化结果进行对比。从10ka到3ka，东海地磁场的变化与琵琶湖一致；最后3ka东海地区磁倾角变化呈现更多的变化细节。中国东北二龙湾的长期变特征与东海和琵琶湖几乎一致，而中国南方几个岩芯的结果与北部(琵琶湖和东北的二龙湾)存在一些差异。东海磁倾角的细节变化在双池岭结果中均有发现，但是变化幅度不同。双池岭的磁倾角在2.5～3.0ka时较低，在2.3～0.5ka呈递减趋势^[24]，与其他研究结果明显不同，可能是中国南方小规模非偶极子场的影响。双池岭PSV数据在6.5～9.0ka缺失一部分，并且磁偏角突变，与其他结果完全不同，可能是钻取过程中存在异常。中国南方湖光岩湖泊的倾角结果与东海相似，1.3ka和5.8ka时变化相似。东海磁倾角的峰5和6也显示在HGY湖结果中，但是湖光岩磁倾角的变化幅度小。2～7ka，湖光岩磁偏角与东海呈相似的变化，但变化幅度不同。洱海长期变结果的分辨率较低，但是仍然可以识别一些特征(图 7)。

图 7(Fig. 7)

图 7 东海(ECS)全新世地磁场长期变记录与东亚其他湖泊记录对比结果日本琵琶湖(Biwa)[16]，中国东北的二龙湾(Erlongwan)[25]，中国南方的双池岭(SCL)[24]，湖光岩(HGY)[26]和洱海(Erhai)[15]基于磁倾角和磁偏角特征进行对比(虚线)；每个横坐标上标注年代控制点(含误差线) Fig. 7 Comparison of the Holocene PSV records of core MD06-3040(ECS)to other sedimentary PSV results from Biwa Lake[16], Erlongwan Lake[25], Shuangchiling(SCL) Lake[24], Huguangyan(HGY)Lake[26] and Erhai Lake[15] in South China, with correlation lines (dashed lines)between them, based on features of both inclination and declination. Age controls with error bars of each result are marked above each X-axis

东海岩芯位于东亚地区中部，与北方琵琶湖和二龙湾作结果几乎一致，其细节变化与南方双池岭和湖光岩的结果一致。南方和北方的地磁场变化存在差异，东海地区记录了南北方地磁场的特征。我们将进一步建立东亚地磁场长期变综合曲线，从而减少区域性影响。

东海、双池岭和湖光岩每个结果都有8～9个年龄控制点，并且这3个古地磁结果的细节特征具有很好的可对比性，并且没有时间偏差，我们认为这3个PSV的年龄是可信的。琵琶湖只有两个火山灰年龄控制点，二龙湾有4个年龄限制，洱海的测年误差较大，因此根据图 7中地磁场对比结果，修正琵琶湖、二龙湾和洱海的年代，年代校正误差小于400年，在¹⁴ C年代误差范围内。

每个岩芯磁倾角和磁偏角扣除各个数据的算数平均值，去除地理位置的影响。所有数据结果并非均匀沉积，平均分辨率在10～30年，因此我们使用线形内插法获得每个数据20年分辨率的结果。最后，计算每个年龄下磁倾角和磁偏角的数值以及置信区间(图 8，粗黑线及阴影)。东亚长期变综合曲线中显示出5个磁倾角峰和5个磁偏角东漂特征(图 8中向上的箭头)。

图 8(Fig. 8)

图 8 东亚的PSV曲线(粗黑线为变化曲线；浅灰色阴影区域为-95%置信区间)(上)与地磁场变化模型-pfm9k中东亚长期变结果(28°N，122°E)(下)在下图中，带有浅灰色阴影的区域粗黑线为pfm9k.1b，细黑线为pfm9k.1，细虚线为pfm 9k.1a[22]；箭头和字母代表东亚地磁场综合曲线/模型中倾角峰值以及偏角东漂特征段 Fig. 8 PSV stack of East Asia(thick black lines-stack and light gray shaded area for 95% uncertainty of the stack)with comparison with predicated PSV of East Asia(28°N, 122°E)from geomagnetic field variation model-pfm9k[22]. Arrows and characters in the plot represent the inclination peaks and eastward swings on declination on both PSV stack and predicted PSV from geomagnetic model of East Asia(thick black lines with light gray shaded area-pfm9k.1b;thin black lines-pfm9k.1;thin dots lines-pfm9k.1a)

全球模拟地磁场变化模型是古地磁研究的重要方向之一^[20～22]。由于东亚地区数据量少，模型中只有1～2个数据来自东亚，因此在东亚地区分辨率极低，误差大。Nilsson等^[22]建立的模型在东亚地区没有明显的变化(20°～40°N，100°～140°E)。不同时间精度的地磁场长期变结果(pfm9k.1、pfm9k.1a和pfm9k.1b)^[22]，与我们建立的东亚地磁场长期变曲线特征一致，说明地磁场模型预测的东亚地区地磁场变化是可信的。综合曲线显示了更多的地磁场变化信息，年龄结果更可靠、分辨率更高，可以用作东亚地区相对测年的一个重要参考曲线。为了减少PSV曲线的不确定性和更好的理解地磁场变化，在这个区域需要做更多精确定年的、高分辨率的古地磁研究。

高沉积速率的湖泊和近岸海洋沉积物受成岩作用影响，部分磁铁矿会发生转化，还原成铁的硫化物。因此在开展高分辨率的地磁场研究时需要注意沉积后成岩作用对古地磁记录的影响。东亚几个湖泊以及东海沉积物虽然都受到成岩作用影响，但是古地磁方向仍然保留在粗颗粒的磁铁矿中。因此从沉积物中分离可靠的地磁场信息对于全新世高分辨率研究十分重要。

对东海内陆架泥质沉积区重力钻MD06-3040开展详细的古地磁学和岩石磁学分析，获得中国东海全新世地磁场长期变特征。我们进一步对比东亚地区地磁场长期变特征，建立首个地磁场长期变综合曲线，结果如下：

东海的地磁场长期变结果呈现6个明显的磁倾角高值段和5个磁偏角东漂特征。频谱分析结果表明，磁倾角变化周期大概是2000年和550年，磁偏角变化周期大概是1400年和500年。

东亚地区几个地区的地磁场变化具有很好的可对比性，南方和北方的磁场变化存在几处不同。东海钻孔位于东亚研究区中心位置，地磁场变化具有北方和南方所有特征。使用数学方法去除各个数据之间的差异，获得东亚地磁场长期变综合曲线。该综合曲线与地磁场模拟结果几乎一致，证明了模型预测在东亚地区是可行的。东亚地磁场长期变综合曲线展示了更多的变化细节，包括5个磁倾角峰和5个磁偏角东漂特征，是该区域地磁场变化研究的重要参考曲线，可以进一步用于东亚沉积物相对定年中。