近20年来，基于各种地质档案的地磁场重建，进一步确认和约束了一些传统的地磁漂移或地磁极性事件^[1～3]，同时也提供了约1500ka以来地磁场长期变(Paleomagnetic Secular Variation, 简称PSV)的信息^[4～7]，为讨论较高频率的全球性的地磁场变化特征奠定了良好的基础，也为千年至万年时间尺度相对地层年代学的确定，提供了另一种可靠工具^[8～10]；另外一方面，全新世地球磁场长期变特征的研究，揭示了更高频的区域地磁场变化特征，为认识核幔边界流体动力学状态与磁偶极子、非偶极子相互作用开辟了新的窗口^{[11, 12]}。在众多的研究文献之中，关于末次盛冰期至全新世早期的地磁场变化记录，尤其是相对强度变化曲线的建立，资料十分匮乏。绝大部分基于海洋沉积物的古地磁场特征曲线，由于沉积速率缓慢的缘故，这一时期的记录或者缺失，或者数据点稀少^[13]；而陆地湖泊沉积，由于沉积环境的巨大变化和沉积相的截然不同，很难获得被广泛认可的地磁场记录^{[14, 15]}。但是这一时期从地球表层一直到大气圈，各个系统都具有截然不同的变化过程，地磁场特征对这种外部圈层的巨大变化是否具有一定程度的响应，目前仍模糊不清。本文选取南海北部的ZSQD2海洋钻孔沉积物为研究对象，尝试恢复末次盛冰期至全新世早期这一段时期内地磁场方向和相对强度的变化特征，为系统讨论地磁场的变化提供资料。

ZSQD2钻孔位于南海北部陆架区域(纬度/经度：19.58°N/114.16°E)，水深约681m(图 1)。钻孔由广州海洋地质调查局在2008年以重力活塞的形式一次性钻取，长约190cm。沉积物主要由灰色粉砂质粘土构成，但沉积构造与有孔虫含量不同层位体现出一定差异：顶部约8cm，有孔虫大量富集；约8～65cm，有孔虫呈不规则团块状，一些浅色、硬度较大的形状不规则(大部分为长条形)的粘土镶嵌于灰色粉砂质粘土之中；约84～87cm为一薄层有孔虫大量富集层，沉积物粒度较粗，主要为粉细砂质粘土。

图 1(Fig. 1)

图 1 ZSQD2钻孔地理位置图 Fig. 1 Location of core ZSQD2

将岩芯切割分开之后，以内直径1cm、高1cm的玻璃圆柱体在中心位置垂直压入分割的平面，连续取古地磁样品，共采取186个样品，相同数量的散样也被采取以进行岩石磁学等其他测试；同时以2×2×2cm的塑料盒在圆柱体旁取平行样品91个，进行磁组构测试。

沉积物天然剩磁(NRM)的测量主要针对小圆柱体样品进行。在2G-760超导磁力仪系统分别施加0、10mT、20mT和之后以5mT梯度增加的磁场直至90mT进行逐步交变退磁，分别测量其剩磁；在0.05mT的直流场和80mT峰值的交变场下获得非磁滞剩磁(ARM)，随后施加20mT、30mT、50mT、70mT、90mT的交变场进行退磁；等温剩磁(IRM)是首先在1000mT的脉冲场下磁化(视为饱和等温剩磁SIRM)，测量剩磁之后再施加反向300mT磁场进行磁化；对SIRM施加与ARM一致的交变磁场进行逐步退磁以分析二者的退磁矫顽力谱；S₃₀₀=IRM_-300mT/SIRM；磁滞回线用PMC MicroMag 3900振动样品磁力仪测试。每个样品在±1.5 T的磁场中进行循环磁化强度测量。磁滞回线参数饱和磁化强度(M_s)、饱和剩余磁化强度(M_rs)和矫顽力(H_c)是经顺磁性矿物校正之后在磁滞回线数据中获取；剩磁矫顽力(H_cr)是将样品在1.5 T的磁场下饱和磁化，然后逐步退磁至反向100mT磁场而获取；样品磁组构测试针对塑料盒样品在KLY-3S进行，磁化率值为体积磁化率；低温烘干的粉末样品在KLY-3S/CS-3进行室温至约700℃的磁化率随温度变化曲线测试，磁化率表示为用密度归一化的质量磁化率。所有磁学实验在中国科学院地质与地球物理研究所古地磁实验室完成。

将分散样品经63μm过筛后，挑选浮游有孔虫(G. Sacculifer)进行放射性碳同位素定年。样品在超声波中清洗约30～50秒，以清除表面吸附的杂质。所有样品在中国科学院广州地球化学研究所进行前处理，制备测量所需物质，然后在北京大学重离子实验室进行测试。在测试过程中，没有测量样品的δ¹³C，故测量年龄没有进行同位素分馏效应的校正。所有测量数据利用CalPal(www.calpal.de)软件校正至日历年龄(校正曲线为CalPal 2005 SFCP)。

尽管11个样品的放射性碳同位素测年结果显示一定分散的特征(表 1和图 2)，但是总体结果揭示长约190cm的沉积物年龄主要集中在4～17cal.ka之间，约4cal.ka以来沉积物的缺失，归因于钻孔过程中样品的丢失。从年龄数据的分布分析，沉积过程呈现非线性特征，前约50cm沉积速率较慢，约50～190cm之间沉积速率较快。样品QD2-2-7(13320±110cal.a B.P.)、QD2-2-17(13930±120cal.a B.P.)、QD2-2-41(12540±120cal.a B.P.)和QD2-3-6(14000±130cal.a B.P.)明显偏离其他数据总体变化趋势，在建立年龄模式时将其排除。以数学方程最大程度的匹配剩下的所有数据，可以看到年龄与深度之间呈指数关系变化(y=-13.45*exp(-x/35.716)+16.798，其中y=年龄(ka)，x=深度(cm))。以此拟合公式为根据，可以建立钻孔剖面沉积物的年龄模式(图 2)。

图 2(Fig. 2)

图 2 钻孔剖面年龄-深度模式空心圆表示校正后的AMS 14 C数据，圆圈上下两侧的短线表示误差，虚线表示拟合曲线，即采用的年龄-深度模型，其中y=日历年龄(ka)，x=深度(cm)；灰色数据点偏离总体趋势，在建立年龄模式被删除 Fig. 2 Age-depth model of core profile. Circles represent the AMS 14 C data with error bars(short lines). Dotted lines show the best fit equation using the model in the text. y=calendar year(ka), x=depth(cm)while some data represented by gray color were removed

表 1(Table 1)

表 1 ZSQD2钻孔浮游有孔虫AMS 14 C年龄数据 Table 1 Radio-carbon ages of core ZSQD2 样品号 实验室 编号 测年 物质 采样深度 /cm 测量年龄 /a B.P. 日历年龄 /cal.a B.P.(2σ) QD2-1-6 GZ4750 G.Sacculifer 6 4590±30 5290±140 QD2-1-26 GZ4943 G.Sacculifer 26 9420±60 10660±90 QD2-1-51 GZ4975 G.Sacculifer 51～52 11510±45 13420±80 QD2-1-62 GZ4944 G.Sacculifer 62 12310±70 14390±140 *QD2-2-7 GZ4976 G.Sacculifer 77 11385±35 13320±110 QD2-2-8 GZ4945 G.Sacculifer 78 12880±60 15430±150 *QD2-2-17 GZ4761 G.Sacculifer 83 11930±45 13930±120 QD2-2-30 GZ4977 G.Sacculifer 100～101 12910±50 15550±220 *QD2-2-41 GZ4946 G.Sacculifer 110.6 10540±60 12540±120 *QD2-3-6 GZ4762 G.Sacculifer 146 12020±50 14000±130 QD2-3-43 GZ4947 G.Sacculifer 183 14190±80 17020±230 *表示在建立年龄-深度模式时不考虑的数据

表 1 ZSQD2钻孔浮游有孔虫AMS 14 C年龄数据 Table 1 Radio-carbon ages of core ZSQD2

代表性样品的磁滞回线在500mT以上闭合，矫顽力在10～15mT之间，剩磁矫顽力在34mT左右(图 3a和3b)，反映了软磁性磁性矿物的特征^{[16, 17]}。进一步分析样品磁化率随温度变化曲线，加热曲线上约590℃附近磁化率快速降低至最小值，表现出典型的磁铁矿存在的特征^{[16, 18]}；室温至约260℃磁化率缓慢增加，显示细粒磁性矿物的逐渐解阻^[19]；约260～310℃之间磁化率的降低表明磁赤铁矿的存在(顶层样品除外)^[19](图 3d)。所有样品的冷却曲线从约590℃开始至室温均位于加热曲线之上，说明在加热过程中有新的磁铁矿类矿物形成^[18]。磁滞参数的Day-Plot投影显示，数据点均位于PSD区间^{[16, 17]}(图 3c)，H_cr/H_c和M_rs/M_s的变化范围分别为2.34～2.94(平均值为2.58)和0.17～0.22(平均值为0.2)。

图 3(Fig. 3)

图 3 代表性样品岩石磁学实验结果(a)磁滞回线；(b)剩磁矫顽力(Hcr)获得曲线；(c)磁滞回线参数Day-Plot投影[17](SD—单畴，PSD—假单畴，MD—多畴，Hc—矫顽力，Mrs—饱和剩余磁化强度，Ms—饱和磁化强度)；(d)磁化率随温度变化曲线，χ—质量磁化率 Fig. 3 Rock magnetic results for represented samples. (a)Hysteresis loops(corrected for paramagnetism), (b)and (c) displayed the backfield curves of SIRM and magnetic grain size following Dunlop(2002)[17]. SD-single domain; PSD-pseudosingledomain; MD-multidomain. (d)Heating(solid line)and cooling(dotted line)parts of representative thermomagnetic curves

以上岩石磁学实验结果表明沉积物中磁性矿物以假单畴(PSD)颗粒的磁铁矿类矿物为主，约30cm之下，含有一定比例的磁赤铁矿。

沉积物环境磁学参数表现出明显的渐变特征(图 4)，表示磁性矿物总含量变化的磁化率曲线向上变小，但是表示细颗粒含量变化的ARM呈现相反的特征。由此可说明，磁性矿物含量向上逐渐减少，粒度逐渐变细(ARM/SIRM与κ_ARM/κ比值均向上增大)^[19]；S₃₀₀比值(IRM_-300mT/SIRM)同样呈现向上增加的趋势，表示磁性矿物矫顽力的轻微减小^[19]。结合热磁曲线在约260～310℃磁化率下降的幅度分析，应该归因于钻孔下部磁赤铁矿含量逐渐增加。尽管环境磁学参数表现出这种逐渐变化的特征，但是变化的幅度非常小，如ARM值的变化范围为2.77×10^-8～5.78×10^-8Am²(平均值为(4.57±0.53)×10^-8Am²)，SIRM在0.71×10^-6～1.56×10^-6Am²(平均值为(1.25±0.13)×10^-6Am²)，ARM/SIRM在0.03～0.04之间(平均值为0.04±0.004)，S₃₀₀在0.88～0.96之间(平均值为0.91±0.02)。

图 4(Fig. 4)

图 4 沉积物环境磁学参数随深度变化κ—体积磁化率，ARM—非磁滞剩磁，SIRM—饱和等温剩磁，κARM—非磁滞剩磁磁化率，S300—IRM-300mT/SIRM Fig. 4 Downcore variations in some magnetic parameters, such as volume magnetic susceptibility(κ), ARM, SIRM, ARM/SIRM, κARM/κ and S300 ratio from left to right

以上结果说明钻孔沉积物中主要磁性矿物为软磁组分类矿物，磁性矿物浓度和粒度相对均一。磁赤铁矿的存在对矫顽力有一定影响，但是所占比例较小。

沉积物磁组构主要是对立方体塑料盒样品进行测试。所有样品的磁线理(L)非常弱，均小于1.01(平均值为1.003±0.003)，小于磁面理(F)(平均值为1.008±0.004)，表明磁化率椭球体接近于扁圆形^[20](图 5)。磁化率各向异性度(Anisotropy of magnetic susceptibility，简称AMS)P同样很弱，平均值只有1.013±0.006，与磁线理没有表现出任何相关性，但是与磁面理呈线性。表明沉积物磁组构没有被流水等外力作用明显影响^[20～22]。磁化率椭球体最小轴(K_min)与最大轴(K_max)的倾角投影显示，大部分样品显示正常的沉积构造。顶部约15cm的K_min值偏小( < 60°)，可能反映了松软沉积物在取样过程中受到一定程度的压实或扰动。

图 5(Fig. 5)

图 5 沉积物磁组构特征(a)磁面理(F)与磁线理(L)投影；(b)各向异性度(P)与磁面理(F)投影；(c)磁化率椭球体最小轴(Kmin，十字符号)与最大轴(Kmax，圆圈符号)倾角投影 Fig. 5 Anisotropy of magnetic susceptibility(AMS). (a)Foliation(F)-Lineation(L)plots; (b)Anisotropy(P)-Foliation(F)plots; (c)Stereographic projection of Kmax(circles)and Kmin (cross)axes

样品天然剩磁(NRM)在0.87×10^-9～12.0×10^-9Am²之间变化(平均值为(6.24±2.05)×10^-9Am²)，中等退磁场(MDF)小于40mT。当交变退磁场的峰值为70mT时，剩余磁化强度只有NRM的10%～20%。此时，剩磁强度趋近于测量仪器样品架的强度，故大于70mT交变场之后的退磁数据，较为散乱。部分样品拥有次生剩磁，在10～20mT的交变场强度下，基本可以清除。因此以20～70mT之间的退磁数据进行正交矢量投影分析，提取样品的特征剩磁(ChRM)^[23]。代表性样品的正交矢量投影如图 6所示。磁倾角在10°～40°的样品占85.1%，小于0°的样品只有约2.8%，倾角分布的中位数在约20°；所有样品的最大角偏差(MAD)小于5°；由于在钻孔时没有标定方位角，样品磁偏角仅表示相对变化。磁倾角和磁偏角随深度的变化如图 7，在约32～50cm之间存在一明显的方向异常，尽管磁倾角没有反转，但表示了方向的较大幅度的变化。另外，在92～97cm和148～152cm两处，也存在两次方向的显著变化，但跨越的厚度很小，暂时不做讨论。

图 6(Fig. 6)

图 6 代表性样品NRM交变退磁正交矢量投影(上)及NRM强度衰减(下)三角形符号表示垂直面投影，圆圈表示水平面投影 Fig. 6 Representative NRM vector plots and AF demagnetization curves for typical samples. Open circles (triangles) indicate projection onto the horizontal (vertical) plane (top)

图 7(Fig. 7)

图 7 沉积物特征剩磁随深度变化 Fig. 7 NRM properties of cores ZSQD2 as a function of core depth

对所有样品的特征剩磁倾角进行统计，发现大部分样品的正倾角围绕20°左右分布，与钻孔地理位置(19.58°N)理论计算的期望值约35°存在较大的偏差。分析样品磁组构特征，最小轴倾角大于60°的样品占88%以上(除顶部约15cm样品)，显示正常的沉积组构。观察8～65cm之间沉积物中包含的不规则状粘土团块，也无明显的压实的特征。可以判断，样品特征剩磁倾角的相对变浅，原因并不是打钻过程中的压实作用，可能与地形坡度和钻孔是否与沉积界面垂直有关。

样品的岩石磁学和环境磁学实验结果均表明沉积物中磁性矿物类型较为单一，浓度和粒度变化均在很小的范围内波动，沉积物也能够记录稳定的剩磁^[24]。因此利用环境磁学参数归一化天然剩磁强度，有可能建立相对强度变化曲线。通常情况下，沉积物磁化率、ARM、SIRM都可用来作为归一化参数^[25～28]。尽管NRM/κ，NRM/SIRM和NRM/ARM的总体变化形式均体现良好的一致性，但是进一步分析NRM、ARM和SIRM的退磁矫顽力谱，发现SIRM与NRM更为接近，NRM/SIRM在不同峰值退磁场的比值，相对NRN/ARM而言更为集中(图 8)。因此我们倾向选择NRM/SIRM作为相对强度变化的指标。为了消除矫顽力对比值的影响，以一定退磁场范围内的剩磁矢量差的比值作为最终的参数^[27]。由于沉积物记录最稳定剩磁的退磁场范围为20～50mT之间，因此选择该磁场区间的剩磁差进行比值计算，公式如下：

图 8(Fig. 8)

图 8 ZSQD2钻孔不同归一化参数表示的相对磁场强度变化(a)天然剩磁与非磁滞剩磁之比，(b)天然剩磁与等温剩磁之比 Fig. 8 NRM/ARM (a) and NRM/IRM (b) vs. depth in core ZSQD2 at 20mT, 30mT, 50mT demagnetization steps and the subtracted remanence vectors between 20mT and 50mT, respectively

钻孔ZSQD2记录的相对磁场强度(RPI)结果如图 9a所示。为便于讨论，以平均值对比值进行归一化。钻孔10cm(约7cal.ka以来)以上的沉积物ARM与SIRM均发生显著的变化，同时由于沉积速率缓慢，平滑效应显著，因此暂不讨论相对强度的变化。

图 9(Fig. 9)

图 9 钻孔ZSQD2记录的相对磁场强度变化(a)及其与其他记录(b～e)的对比灰色条带表示不同钻孔间可对比的相对强度的低值区间(a)钻孔ZSQD2记录的相对磁场强度变化(虚线部分由于粒度和沉积速率等变化较大的原因不讨论)，(b)从北大西洋3个钻孔合成的相对磁场强度校正至虚拟磁偶极矩(VADM)的变化[29]，(c)叠加合成(GLOPIS-75)的全球相对磁场强度变化[13]，(d)和(e)分别表示从北大西洋钻孔SU90-33(60°03.4′N，22°00.5′W)和MD95-2009 (62°44.25′N，03°59.86′W)重建的相对磁场强度变化[30] Fig. 9 Correlation of the relative paleointensity record from ZSQD2 core(dotted line was cut away owning to clear deposition rate difference)with dipole moment recovered from relative intensity of three north Atlantic cores[29], stacked global document GLOPIS-75[13], and SU90-33(60°03.4′N, 22°00.5′W) and MD95-2009(62°44.25′N, 03°59.86′W) records reconstructed from north Atlantic Ocean[30]. Gray bar represents the low relative intensity interval

在7～17cal.ka之间，沉积物记录的古地磁方向均表现出比较显著的4次峰值和3次低谷的波动，我们将其分别标记为“a～g”(磁倾角)和“A～G”(磁偏角)(图 10)。在约12～17cal.ka之间，磁倾角的波动达到40°左右，偏角达到80°左右。进入全新世，波动的幅度变缓，磁倾角和磁偏角均在10°左右。这种变化是地磁场本身的特征，还是沉积速率的变缓导致的平滑效应，还需更深入的研究。但是这些方向的变化，均可以从其他海洋和陆地记录中找到相似的特征(图 10)。如西太平洋赤道附近的MD81钻孔^[31](6°30′N，125°49.2′E)记录的磁倾角的峰、谷波动(图 10b)与ZSQD2钻孔不管是在型式和幅度上，均非常匹配(图 10a)；在其他西太平洋的记录中，如来自日本西南的KT89-18钻孔^[32](32°09′N，133°54′E)和日本海西北的GH98-1232钻孔^[33](44°48.09′N，139°41.97′E)，同样能够发现在11.5～13.8cal.ka和15.1～16.6cal.ka(以ZSQD2钻孔记录的方向异常的时间为标尺)存在磁倾角的异常(图 10c和10d)。但是由于沉积年龄模式和沉积速率的差异，导致在时间和变化幅度方面有所不同(KT89-18和GH98-1232钻孔的年龄模式是依赖没有校正到日历年龄的\{AMS ¹⁴ C\}年龄，KT89-18经过了约400a的海洋碳库效应校正)。在磁偏角特征方面，尽管不同地点的钻孔记录表现出一定差异，如在KT89-18^[32]和GH98-1232^[33]两钻孔的记录中很难发现与ZSQD2和MD81完全匹配的特征点“A～G”，但在12.4～13.4cal.ka和15.1～16.6cal.ka期间(以ZSQD2钻孔记录的方向异常的时间为标尺)两次偏角的异常在MD81钻孔^[31]的对应特征十分明显。由此可以认为，7～17cal.ka之间沉积物记录的古地磁场特征，是该时期地磁场变化的响应。

图 10(Fig. 10)

图 10 钻孔ZSQD2古地磁场方向变化(a)与其他记录对比(b～d)[31～33](灰色条带表示方向的异常区间)其中，(b)表示从西太平洋赤道附近的钻孔MD81(6°30′N，125°49.2′E)重建的地球磁场长期变[31]；(c)和(d)分别来自日本西南的KT89-18钻孔(32°09′N，133°54′E) [32]和日本海西北GH98-1232钻孔(44°48.09′N，139°41.97′E)[33]的长期变记录.灰色条带表示方向的异常区间 Fig. 10 Directions correlation of core ZSQD2 (a)with other marine records(b～d)[31～33]. (b)Shows the secular variations of core MD81(6°30′N, 125°49.2′E) from the western Equatorial Pacific Ocean[31]; (c)and (d) Represent the records from cores KT89-18 of southwest Japan(32°09′N, 133°54′E) [32] and GH98-1232 of northeast of the Japan Sea(44°48.09′N, 139°41.97′E)[33], respectively. Gray bar represents the low relative intensity interval

该时期内相对强度的精细对比存在一定困难，全球范围内高分辨率的记录十分稀少。但是，在一些记录中，如来自北大西洋的SU90-33^[30]和MD95-2009^[30]钻孔记录(图 9d和9e)，叠加多条记录形成的可以代表全球相对磁场强度变化的GLOPIS-75(图 9c)^[13]和从北大西洋3个钻孔的相对磁场强度记录校正至全球偶极子场变化的曲线(图 9b)^[29]，仍能发现在13.2～15.0cal.ka期间(以ZSQD2钻孔记录的方向异常的时间为标尺)存在强度的显著低值。分析各个记录的相对强度(图 9)与古地磁场方向(图 10)之间的变化，可以发现他们之间没有表现出特定的相关关系。相对强度的低值发生在约13.2～15.0cal.ka之间，早于古地磁场方向的异常约1.6ka(综合考虑倾角异常的时间11.5～13.8cal.ka和偏角异常的时间12.4～13.4cal.ka，将地磁方向异常的时间确定为12.4～13.4cal.ka)(见图 9和10)。我们可以推测，地磁场一些波动幅度较大的长期变化，可能首先是强度衰减至一定程度，再发生方向的改变。因此，在海洋沉积中，根据相对强度变化确定的一些地磁漂移，在时间上可能比方向的变化早千年左右。

以上分析表明地磁方向异常的时间在约12.4～13.4cal.ka之间，强度的异常发生在13.2～15.0cal.ka，沉积记录中方向和强度的变化是地磁场变化的响应，而非沉积物性质的改变产生的效应。但是其是否代表了一次地磁漂移，则存在着非常大的争议。在过去大量的研究中，关于该时期地磁场异常的报道，是来自“哥德堡漂移”(Gothenburg Flip或者Gothenburg Excursion)的讨论^{[34, 35]}。不管是在海洋沉积，还是陆地档案中，均有相关的研究报道^{[34, 35]}，但对其真实性一直存在不同认识。该地磁漂移的最初报道来自瑞士哥德堡的Botanical Gardens。在Fjärås冰阶和Bölling间冰阶之间的沉积物中，发现古地磁场记录的异常，精确的年代为12.35ka，没有伴随磁场强度的变化^[34]。这一发现被一部分学者认为是沉积过程伪造的现象，而不是地磁场的真实记录^[36]。但是，后来一系列类似的记录被相继报道，时间集中在10.2～14.2ka^{[35, 37～41]}。在众多的资料中，相对最可靠的记录来自中国东部海淀和长谷的两个沼泽和类似沼泽剖面^[35]，在13.0～14.5ka(常规\{¹⁴ C\}年龄)期间发现古地磁场记录的异常。不同剖面古地磁场方向的良好一致性和均质的沉积物，表明该特征应该是地磁场的记录。另外，冲绳海槽(Okinawa Trough)区域几个钻孔沉积物中明显的负磁倾角也指示了相似的地磁场异常的存在^[38]。这些结果证明“哥德堡漂移”至少在中国东部区域发生，在全球其他地方古地磁场记录的缺失，可能归因于在较低的沉积速率下沉积物的平滑效应或者重磁化^[42]，如同目前被大家广泛接受的拉尚漂移(Laschamp)在很多沉积物中同样缺失^[43]。

假如ZSQD2钻孔中记录的地球磁场方向在大约13ka前后期间的异常代表了“哥德堡漂移”，那么两个关键的问题必须得到重视：一是磁倾角异常的周期大于磁偏角。磁倾角的异常范围为11.5～13.8cal.ka，但是磁偏角异常发生在12.4～13.4cal.ka。因此“哥德堡漂移”的发生与结束的时间应该被限定在12.4～13.4cal.ka，持续大约1ka。第二个问题是相对磁场强度的降低领先于方向变化约1.6ka。强度从约15cal.ka开始下降，在约14cal.ka后开始呈现增加的趋势。

来自南海北部的长约190cm的钻孔(ZSQD2)沉积物以粉砂质粘土沉积为主，岩石磁学和环境磁学结果揭示沉积物的磁学性质主要由低矫顽力的假单畴状的磁铁矿等软磁组分控制。磁化率、饱和等温剩磁(SIRM)和非磁滞剩磁(ARM)等表示磁性矿物浓度变化的参数和ARM/SIRM等表示磁性矿物相对粒度变化的参数变化幅度均相对较小，表明沉积物中磁性矿物的粒度和浓度变化相对均一。尽管在钻孔30cm之下，存在一定比例的磁赤铁矿，但是没有改变沉积物记录的剩磁的特征。186个直径约1cm的圆柱体样品的古地磁结果表明，沉积物记录了稳定的特征剩磁(ChRM)。在约7～17cal.ka期间，特征剩磁的倾角和偏角表现出明显的长期变化，变化的4次峰值和3次低谷可以依次分别标记为“a～g”(磁倾角)和“A～G”(磁偏角)。这种变化从西太平洋海域的沉积钻孔记录中可以找到类似的特征，反映了区域地球磁场变化的特征。12.4～13.4cal.ka期间古地磁场方向的异常，代表“哥德堡漂移”的存在。

以NRM_(20～50)mT/SIRM_(20～50)mT为指标，从ZSQD2钻孔沉积物中重建的相对强度记录，在约13.2～15.0cal.ka之间表现为一显著的低值。此次强度的低值，同样可以从西太平洋的钻孔记录和全球叠加的相对强度记录中发现相匹配的现象，表明其是地磁场的特征而不是环境因素导致。但是相对强度的降低，领先磁场方向变化约1.6ka左右。

致谢: 感谢范华奇和黄辰晨两位女士对样品采取和实验工作的帮助(她们当时在中山大学攻读硕士研究生学位)。