2019, Vol. 62
2. 广东省地球动力作用与地质灾害重点实验室, 广州 510275;
3. 中国地质调查局广州海洋地质调查局/自然资源部海底矿产资源重点实验室, 广州 510075
, YANG XiaoQiang1,2
, ZHANG JinPeng3, PENG Jie1, ZHOU QiXian1, WENG YuanZhong1, CHEN Qiong1, LI GuanHua1, LI Niu1
2. Guangdong Provincial Key Laboratory of Geological Processes and Mineral Resource Exploration, Guangzhou 510275, China;
3. Guangzhou Marine Geological Survey, China Geological Survey/Key Laboratory of Marine Mineral Resources, Ministry of Natural Resources, Guangzhou 510075, China
更新世中-晚期以来，一系列地磁场方向的快速变化(地磁极性事件或地磁漂移)，既为区域或全球性的地层年代确定和对比提供了准确的参考点(Laj and Channell, 2007; Singer, 2014)，同时也为洞悉地球非偶极子场特征和地球内部动力学过程提供了新手段.在这些系列事件中，晚更新世的Blake、Laschamp和Mono Lake地磁漂移被认为是全球性的(朱日祥等，1995; Benson et al., 2003; Thouveny et al., 2004; Lund et al., 2005; Channell, 2006, 2016; Yang et al., 2007; Cassata et al., 2008; Kissel et al., 2011; Collins et al., 2012; Cox et al., 2012; 彭杰等，2016).通过深海相对磁场强度和火山岩、石笋记录的研究，确定了它们精确的年代信息.但是对发生在约17 ka和65 ka的两次地磁漂移(分别命名为Hilina Pali和Norwegian-Greenland Sea漂移)(Nowaczyk and Knies., 2000; Teanby et al., 2002; Laj et al., 2002; Nowaczyk et al., 2003, 2013; Tanaka and Kobayashi, 2003; Lund et al., 2006; Simon et al., 2012; Roberts et al., 2013)，长期以来存在争议.这两次地磁漂移，主要是通过海洋沉积中相对磁场强度的低值来识别，鲜有在海洋、湖泊和火山岩载体中，地磁方向的变化来佐证.其原因之一可能是过低的沉积速率，导致地磁漂移被平滑而缺失(Peck et al., 1996).过去的研究表明沉积速率在1~3 cm·ka-1的沉积物中，难以记录到地磁漂移，特别是持续时间＜1 ka的地磁漂移(Roberts and Winklhofer, 2004).如果要记录到连续的地磁漂移，完整详细地恢复地球磁场行为，沉积速率最慢应≥10 cm·ka-1(Roberts and Winklhofer, 2004).另外一方面，Tauxe等(2006)认为水体的盐度对记录稳定的磁场信息有不同的影响.盐度较大时(如海水)可以记录可靠的相对磁场强度信息，而盐度较小时(如淡水湖泊)可以记录稳定的地磁方向信息，很少有沉积环境可以可靠的记录全部的地磁场特征.
南海沉积物一般沉积速率较大，尤其是在南部靠近陆架区域，沉积速率普遍大于5 cm·ka-1，沉积环境稳定，沉积物大部分为粉砂质黏土，有利于建立磁性地层学.但同时该区域沉积物还原作用强烈，沉积物中存在大量铁硫化物，是否可以良好的恢复地球磁场特征，有待诸多工作去验证.本文选择南海南部的沉积钻孔BKAS2PC，进行古地磁学研究，以期讨论沉积物记录的剩磁特征和还原作用对沉积剩磁的影响.该沉积钻孔的平均沉积速率为10.63 cm·ka-1，连续完整地记录了约80 ka以来相对磁场强度变化与古地磁方向的变化信息.
1 钻孔地理位置与岩性BKAS2PC钻孔位于南海南沙海槽区，邻近巽他陆架区域(6°9′N，114°E)，水深2796 m.钻孔位置如图 1所示，由广州海洋地质调查局以重力活塞的形式一次性钻取，柱状样长808 cm.该钻孔沉积连续且未受扰动，沉积物颗粒细，以黏土沉积为主.具体的岩芯描述如下：
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图 1 BKAS2PC钻孔地理位置(地形及等深线图由GeoMapApp软件生成) Fig. 1 Location of borehole BKAS2PC. Topography and bathymetric map are generated by the GeoMapApp software |
0~2 m青灰色到灰色黏土/软泥为主，含水较多.
2~2.8 m以深青灰色软泥为主，含有少量粉砂，在2.10~2.14 m之间夹有淡黄色软泥，硬度稍大.
2.8~3.6 m青灰色到灰色软泥.
3.6~4.4 m青灰色黏土为主，3.6~3.8 m段颜色偏浅，4.02 m处含有灰褐色结核.岩芯切开后有强烈的臭鸡蛋味，疑为H2S气体.
4.4~5.2 m青灰色黏土为主，含少量粉砂.5.03~5.2 m含淡黄色黏土，4.64 m处有腐烂的树叶，岩芯切开后有强烈的臭鸡蛋味，疑为H2S气体.
5.2~6 m青灰色黏土为主，间断性出现淡黄色黏土、棕色黏土、黄灰色黏土，分布不均匀.在5.98 m处含有植物碎屑.
6~6.8 m深青灰色与淡黄灰色黏土参杂分布.
6.8~7.6 m青灰色软黏土，夹杂非常细的少量浅灰黄色条带，其中在7.03~7.3 m青灰色黏土与淡灰黄色黏土互成斑状分布，7.3~7.6 m则以灰黄色软黏土为主，夹少量青灰色条带.
7.6~8.08 m青灰色与灰黄色软黏土参杂分布，在7.86~7.88 m处含有木屑.
2 样品采取及实验测试岩芯沿中线剖开后，将2 cm×2 cm×2 cm的无磁性塑料盒在岩芯中心位置缓慢匀速垂直压入，连续采取古地磁样品，并在每个盒子标定向下的方向，总共获取397个古地磁样品.同时，平行采取分散样品，装入自封袋保存.
首先在Bartington MS-2测量样品的体积磁化率(κ)之后，使用2G-760 U-Channel超导磁力仪测量样品的天然剩磁(NRM).退磁交变场峰值从0~80 mT, 分14个步骤完成.在完成样品交变退磁剩磁测量之后，施加100 mT的交变场和50 μT直流场，在旋转磁力仪JR6上测量样品的非磁滞剩磁(ARM)，之后以20 mT为间距交变退磁至80 mT，并测量其剩磁.饱和等温剩磁(SIRM)的测量是首先对样品施加1000 mT的脉冲场进行磁化，在JR6测量剩磁之后施加与ARM相同的交变退磁场进行剩余磁性测量.选取代表性样品，在MicroMag 3900磁强计测量磁滞回线以及一阶反转曲线(FORC)，测量磁滞回线的磁场范围-1000~1000 mT.从磁滞回线获取经顺磁校正(70%)的饱和磁化强度(Ms)、饱和剩余磁化强度(Mrs)、矫顽力(Bc)等磁滞参数.测量FORC使用的饱和场为1000 mT，磁滞回线数量为100~150.剩磁矫顽力(Bcr)的测量是样品在外加场中达到饱和后，在逐步递增的反向场中测量剩磁获得.在氩气环境下测量样品的κ-T曲线，温度范围22~700 ℃，测量仪器为MFK1-FA卡帕桥.
古地磁学实验在中国科学院地球环境研究所古地磁实验室完成，环境磁学和岩石磁学实验在中山大学磁学实验室完成.
选取代表性样品，在烧杯中用蒸馏水分散，并在超声震荡仪中震荡20 min，去除磁性矿物表面包裹的黏土矿物之后，用强磁铁吸附磁性矿物用于在Zeiss Sigma场发射扫描电镜进行观察和能谱分析(Oxford X-MAX020).扫描电镜和能谱分析在中山大学地球科学与工程学院扫描电镜实验室完成.
在有孔虫含量较为丰富的沉积段，挑选浮游有孔虫进行AMS14C测年.首先在分散样品中加入100 mL浓度为10%的H2O2，搅拌，使样品充分分散，静置12 h后，以63 μm筛子筛分后，烘干.将烘干的样品再次装入烧杯中，加入100 mL浓度为10%的H2O2，静置12 h，以使样品中的有机质得到充分的反应，不再残留在有孔虫壳体上.有机质反应完毕后，将样品再次用63 μm的筛子筛分、烘干，收集干净的有孔虫壳体，挑选混种浮游有孔虫，送往美国Beta实验室进行AMS14C测年.
3 实验结果 3.1 测年结果本钻孔在50 cm、268~288 cm、300~308 cm三处有孔虫相对丰富的层位挑选足量的混种浮游有孔虫进行AMS14C测年，校正后的14C年龄分别为12.61 ka、35.92 ka、43.94 ka(表 1)，获得三个绝对年龄控制.
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表 1 AMS14C测年结果 Table 1 AMS14C dating results |
代表性样品的磁化率-温度曲线表明(图 2)，当温度上升到约240~280 ℃之间，磁化率值快速上升，至约460~520 ℃达到最大值之后下降，在约560~580 ℃降到最低值.加热曲线在240~280℃磁化率上升可能是由于铁的硫化物在此温度分解(Torii et al., 1996)，并在氩气环境下形成新的强磁性矿物，如磁铁矿(Deng et al., 2004; Liu et al., 2005; Wang et al., 2008; Roberts et al., 2011)，同时新形成的磁铁矿在400 ℃开始解阻，二者叠加形成了温度范围较宽的峰(Liu et al., 2005).磁化率峰值对应的温度，即磁铁矿的阻挡温度，会随着矿物粒径的增加而增加，细颗粒磁铁矿升温至460 ℃便达到阻挡温度，粗颗粒磁铁矿的阻挡温度更趋向于磁铁矿的居里温度点(Liu et al., 2005).在580 ℃附近磁化率大幅降低，符合磁铁矿的居里温度(Dunlop and Özdemir, 1997)，指示了磁铁矿的存在.冷却曲线在约580 ℃开始上升，是典型的磁铁矿的特征，冷却至室温时磁化率值均高于初始值，这一特征反映了样品中胶黄铁矿在加热过程中转变为磁铁矿(Wang et al., 2008).冷却过程中磁化率值增加速率在约560 ℃的变化，显示了两种不同粒径的磁铁矿的存在(Liu et al., 2005).其中618 cm处的样品与其他样品比较，升温曲线稍显复杂，磁化率在约240 ℃开始上升，在250~270 ℃微微下降之后再次上升，磁化率在250~270 ℃的减小可能响应于样品中的单斜磁黄铁矿在加热时转变为六方磁黄铁矿，270 ℃磁化率的上升，响应于铁硫化物再转变为磁铁矿(Dunlop and Özdemir, 1997; 杨小强等, 2007; Wang et al., 2008).
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图 2 代表样品的磁化率-温度变化曲线红色、蓝色曲线分别为加热和冷却曲线. Fig. 2 Temperature-dependent susceptibilities of representative samples Red and blue curves are heating and cooling curves, respectively. |
所有样品的磁滞回线在400 mT时均能闭合，矫顽力(Bc)介于8~30 mT之间(图 3)，样品的剩磁矫顽力(Bcr)分布在25~50 mT之间(图 4)，反映了低矫顽力磁性矿物的特征.磁滞回线显示0~300 cm的样品受到顺磁性矿物的影响, 可能归因于样品中顺磁性黄铁矿的贡献.
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图 3 代表样品的磁滞回线(已进行顺磁校正，Mr代表剩余磁化强度) Fig. 3 Hysteresis loops of representative samples(corrected for paramagnetism) |
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图 4 沉积物的岩石磁学参数 (a)代表性样品的剩磁矫顽力(Bcr)获得曲线; (b)部分样品的Day-plot投影图，SD表示单畴，PSD表示假单畴，MD表示多畴，SD-MD为单畴和多畴混合物的拟合曲线，曲线上的数值表示多畴颗粒的百分比(Dunlop, 2002).红色圆圈代表220~808 cm的样品，蓝色方块代表 0~220cm的样品; (c)沉积物非磁滞剩磁-磁化率散点图，斜线上的数值为该斜线所表示的粒度(King et al., 1982). Fig. 4 Rock magnetic properties of core sediments (a) Backfield curves of SIRM for representative samples; (b) Day plot of some core sediments. SD stands for single domain, PSD for pseudo-single domain, and MD for multidomain. SD-MD curve stands for the mixture of SD and MD grains, and the value on the curve is the volume fraction of MD grains(Dunlop, 2002). Red circles stand for samples at 220~808 cm, blue square for samples at 0~220 cm; (c) Scatter diagram of non-residual and susceptibility of sediment. The values on inclined lines denote ganularity(King et al., 1982). |
Day-Plot投影图显示，样品明显分布在两个区间，0~220 cm之间的样品位于较粗的假单畴(PSD)区域，主要分布在SD-MD(单畴-多畴)混合曲线的fMD(MD颗粒的体积百分数)=50%~70%的范围内，而220 cm之下的样品位于SD和PSD区域，平行于SD-MD混合曲线，主要分布在fMD＜50%的范围内(Dunlop, 2002).在King投影图中，样品中磁性矿物的粒度分布在5~0.2 μm之间，属于PSD的粒度范围内(King et al., 1982)(图 4).FORC图结果显示(图 5)，88 cm、168 cm的样品主要表现PSD行为，220 cm之下的样品是明显的SD行为(秦华峰等，2008).目前的研究，对PSD的解释尚不明确，有观点认为PSD可能是SD与MD颗粒的混合(Halgedah and Fuller, 1983).综合Day图和FORC图结果，可以初步认为0~220 cm样品MD颗粒含量相对较高，在FORC图中的表现更接近PSD行为，220 cm以下的样品MD颗粒含量相对较少，在FORC图中主要表现SD行为.
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图 5 代表样品的一阶反转曲线(FORCs)图 SF表示平滑因子. 0~220 cm的样品为假单畴(PSD)颗粒；220~808 cm的样品，为单畴(SD)颗粒. Fig. 5 First-order reversal curves (FORCs) of representative samples SF stands for smoothing factor. Samples at 0~220 cm are PSD-like grains, samples at 220~808 cm are SD-like grains. |
扫描电镜观察和能谱分析结果表明(图 6)，磁选样品含有的主要载磁矿物为钛磁铁矿，可见完整的八面体晶形，粒径为50~100 μm，属于多畴(MD)颗粒(Banerjee et al., 1981).268~308 cm样品中出现铁硫化物的球状矿物集合体，单矿物粒径为500 nm，为单畴(SD)颗粒(Hoffmann, 1992; Ricci and Kirschvink, 1992).由于磁选样品经过显微镜下挑选，所以磁性矿物粒径偏大.
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图 6 磁分选样品的扫描电镜和能谱分析结果 Fig. 6 Scanning electron microscope observation and energy dispersive spectra analysis for magnetic sorted samples |
沉积物环境磁学参数随深度的变化如图 7所示.体积磁化率(κ)、ARM20mT、SIRM20mT等磁学参数表征了样品中磁性矿物的浓度变化，SIRM/κ表示磁性矿物粒度的相对大小.四个磁学参数随深度的变化曲线虽然波动较大，但变化幅度总体上在一个数量级范围之内.从图中可以看出，κ、ARM20mT、SIRM20mT三个参数随深度的变化趋势是一致的，均随着深度的增加而升高，特别是在220 cm处，κ、ARM20mT、SIRM20mT突然急剧升高，表明该钻孔由上往下磁性矿物含量升高.0~220 cm沉积段SIRM/κ比值较低，220 cm往下，SIRM/κ比值增大，表明0~220 cm磁性颗粒较粗，220 cm往下磁性颗粒变细.
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图 7 沉积物磁学参数随深度的变化 灰色细线为沉积物的变化曲线，粗线为五点平均的趋势线. Fig. 7 Variations of susceptibility (κ), ARM20mT, SIRM20mT, and SIRM/κ with depth Gray thin lines are from raw data, and thick lines are from data after 5-point running average. |
代表性样品的正交矢量投影图(图 8)显示，大部分样品在经过10 mT交变退磁之后，随矫顽力变化具有两种剩磁组分.第一种比较稳定的剩磁组分出现在10~50 mT交变场区间，退磁矢量趋向原点，剩磁强度降低至NRM的10%~20%；交变场大于50 mT之后，剩磁矢量出现第二种组分，正交投影图显示矢量背离原点，剩磁强度反而开始增加.这一特征反映了沉积物中胶黄铁矿的存在，其在交变退磁场大于60 mT之后，由于自发磁化作用，剩磁强度随交变场的增加而增加(Sagnotti and Winkler, 1999).
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图 8 代表样品的正交矢量投影图和交变退磁归一化曲线 红色圆圈/蓝色方块代表水平/垂直方向上的投影.绝大部分样品次生剩磁在10 mT交变退磁场的作用下被清除.交变退磁场10~50 mT的剩磁矢量为磁铁矿记录的特征剩磁，铁硫化物记录的剩磁矢量出现在交变退磁场50 mT之后. Fig. 8 Orthogonal vector plots and normalized curves of AF demagnetization of representative samples Red circles (blue squares) indicate projection onto the horizontal (vertical) plane. These diagrams show that viscous remanent magnetization is removed after 10 mT AF demagnetization. The remanent magnetization vectors between AF demagnetization steps 10~50 mT are characteristic remanent magnetization (ChRM) carried by titanomagnetite. The remanent magnetization vectors carried by iron sulfide minerals appear after 50 mT AF demagnetization. |
根据κ-T曲线和磁滞回线等岩石磁学结果分析，样品中存在细粒磁铁矿和铁硫化物.交变退磁场10~50 mT之间的剩磁矢量，反映了磁铁矿对NRM的贡献.岩石磁性及其样品的扫描电镜观察结果，没有发现由微生物活动生成的磁小体存在，低矫顽力区间的剩磁应该反映了样品的特征剩磁.50 mT之后的剩磁，是样品受后期的成岩作用，磁铁矿被还原成铁硫化物时记录的化学剩磁.在正交矢量投影图中，铁硫化物对剩磁方向的影响出现在交变退磁场50 mT之后.因此在交变退磁过程中，软磁组分分量仍可反映样品的特征剩磁方向，但是原生剩磁的强度信息可能会受到一定程度的干扰.
应用主成分分析方法(Kirschvink, 1980)对10~50 mT之间的退磁矢量进行分析，获取样品的特征剩磁方向，其随深度的变化如图 9所示.大部分样品的最大角偏差(MAD)小于6°，表明在该退磁区间获得的剩磁方向是可靠的.该地区现代磁倾角为-5°，倾角小于-5°的连续负异常可能与地磁场的倒转或漂移有关.细粒海洋沉积物的Lock-in效应一般为10~15 cm(Guinasso and Schink, 1975; Boudreau, 1994, 1998)，对应5~7个古地磁样品.我们把钻孔连续5个以上样品倾角小于-5 ℃的沉积段作为方向负异常段，可以发现在钻孔中存在4个负异常段，分别标记为R1-R4(图 9)，对应的深度分别为54~84 cm，368~378 cm，644~666 cm和728~808 cm，在四个磁倾角负异常段中，R4中760 cm为岩芯接头处，760 cm附近的沉积物可能会受扰动影响，但R4中远离岩芯接头的沉积段，受影响不大，R1-R3并未出现在岩芯接头附近，代表R1-R4的磁倾角方向变化仍是可信的，同时暗示了这四个深度段可能有极性漂移的出现.钻孔顶部1 m方向散乱，MAD较高，应该与顶部沉积物含水量大，沉积松软，沉积剩磁没有完全锁定有关.同时钻孔没有标定方位角，样品的磁偏角的参考意义不大，这里不作讨论.
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图 9 沉积物的天然剩磁(NRM), 特征剩磁倾角(I)以及最大角偏差(MAD)随深度的变化 从左到右分别为交变退磁场10~50 mT之间的天然剩磁强度、特征剩磁倾角、最大角偏差.红色虚线表示现代地磁场倾角，红色箭头表示倾角负异常段R1-R4. Fig. 9 NRM properties of sediments as varying with depth NRM intensities (left), ChRM inclination (middle) and associated maximum angular deviation (MAD) (right) in the 10~50 mT interval. Red vertical dashed line indicates expected inclination for the study core, red arrows denote section R1-R4 of negative inclination anomalies. |
建立可靠的相对磁场强度曲线，必须得具备一定得理想条件.如沉积剩磁稳定、磁性矿物浓度的变化在一个数量级范围和磁性矿物类型单一，主要控磁矿物为磁铁矿或钛磁铁矿等(King et al., 1983; Tauxe, 1993).钻孔BKAS2PC经历了明显的成岩作用的影响，沉积物中部分碎屑性矿物被不同程度的还原成为胶黄铁矿，甚至黄铁矿，对沉积物记录的剩磁强度信息产生影响，能否建立代表区域特征的相对磁场强度曲线，有待讨论.无论如何，我们利用软磁组分区间的退磁矢量差值，在一定程度上消除磁性矿物类型和还原作用的影响，使建立的相对磁场强度代用指标，进行曲线间的对比有一定的可能性.沉积物磁化率、SIRM及ARM的变化表明，尽管钻孔磁性矿物的浓度存在变化，尤其是深度220 cm以上，浓度的快速降低，但是都在一个数量级范围内.
根据各个样品NRM的退磁矢量特征，大部分样品在10~50 mT之间具有稳定的剩磁组分，剩磁矢量在正交矢量投影图趋向原点，可以反映样品的特征剩磁.选择20~40 mT之间剩磁矢量差尝试建立可以表示相对磁场强度变化的曲线.SIRM表示不同颗粒大小的磁性矿物的剩磁，而相对粗颗粒的磁性矿物更容易受到还原作用的改变，对铁硫化物更为敏感.ARM主要对细颗粒磁性矿物敏感，受还原作用相对较小.由此，我们以ARM(20-40)mT来归一化NRM(20-40)mT，作为相对磁场强度变化的替代性指标，即：
RPI=NRM(20-40)mT/ARM(20-40)mT.
6 讨论 6.1 还原作用对沉积剩磁可靠性的影响对海洋和湖泊沉积物的研究发现，如果沉积物中存在胶黄铁矿等铁硫化物，当交变场峰值大于60 mT时, 剩磁强度反而会上升(Sagnotti and Winkler, 1999).即60 mT之后剩磁强度增加量可以定性估算沉积物中铁磁性矿物被还原的程度，用NRM(60-80)mT表示还原作用的强度，NRM(60-80)mT值越偏负，还原作用越强.
如图 10，钻孔还原作用较明显的三个沉积段分别为280~310 cm，440~460 cm，510~540 cm，其中280~310 cm还原作用最显著.在还原作用最强的层位280~310 cm，ARM(20-40)mT、NRM(20-40)mT升高，RPI有小幅度的上升.在440~460 cm层位，ARM(20-40)mT升高，NRM(20-40)mT减小，RPI减少了约20%.在510~540 cm层位RPI、NRM(20-40)mT均有明显的下降，而ARM(20-40)mT则是小幅度升高后下降.在这三个沉积段中，ARM(20-40)mT均有小幅度的升高，ARM(20-40)mT与还原作用强弱有明显的对应关系，由扫描电镜结果可知，铁硫化物主要为SD颗粒，ARM(20-40)mT的升高主要是受细颗粒铁硫化物的影响.由此可见，还原作用主要是通过影响磁性矿物粒度从而对RPI产生影响.但是在还原作用最强的层位RPI不仅没下降，反而略有升高，说明还原作用只是削弱了RPI变化，未改变RPI的变化趋势.几处磁倾角负异常沉积段(R1-R4)，NRM(60-80)mT值接近零，没有发现明显的还原作用.在还原作用明显的三个沉积段中，磁倾角未出现异常.表明低矫顽力组分记录的特征剩磁方向未受还原作用的影响.由此可见，还原作用只是使相对磁场强度减弱，但并未影响磁倾角方向.
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图 10 BKAS2PC的特征剩磁倾角(I)，相对磁场强度(RPI)，ARM(20-40)mT，NRM(20-40)mT，NRM(60-80)mT随深度的变化 RPI趋势线经五点平均，ARM(20-40)mT，NRM(20-40)mT趋势线经三点平均.倾角负异常段R1-R4用蓝色阴影或蓝色虚线标记，成岩还原作用较强的三个层位用灰色阴影标记. Fig. 10 Variations with depth of ChRM inclination, RPI, ARM(20-40)mT, NRM(20-40)mT, NRM(60-80)mTin borehole BKAS2PC Dots are values at each horizon; line of RPI is a 5-point running average of data; lines of ARM(20-40)mT, NRM(20-40)mT are 3-point running average of the data. Blue dashed line and shadows mark the locations of inclination abnormal layers. Gray shadows mark the locations of strong reduction. |
在600 cm之下，NRM(20-40)mT与ARM(20-40)mT变化不一致，NRM(20-40)mT降低，ARM(20-40)mT升高，从而导致RPI降低，且变化不明显.而600 cm之下还原作用弱，所以ARM(20-40)mT升高不是由还原作用导致的.由于ARM主要对细粒磁性矿物敏感，NRM针对的是所有颗粒的磁性矿物，我们猜测NRM(20-40)mT与ARM(20-40)mT变化不一致可能来源于磁性矿物粒度的变化，这有待于更进一步的研究.
6.2 相对磁场强度对比及其钻孔年代框架建立BKAS2PC的RPI记录与南海SCS-Stack(Yang et al., 2009)、GLOPIS-75(Laj et al., 2004)和S.Atlantic-1089(Stoner et al., 2003)有良好的对比，其变化趋势和大幅度峰、谷能基本吻合(图 11).在0~80 ka期间，BKAS2PC的RPI低值可以和南海SCS-Stack、GLOPIS-75和S.Atlantic-1089的11.5 ka、15.5 ka、20 ka、28.5 ka、34 ka、40.5 ka、46 ka、56 ka、63 ka的谷值相对应(Yang et al., 2009; Laj et al., 2004; Stoner et al., 2003)(表 2)，获得11个相对年龄控制点.BKAS2PC相对磁场强度满足区域一致性与全球一致性的特点.沉积速率可以检验年代模式的可靠性，根据获得的相对年龄控制点，建立了BKAS2PC年龄深度模型(图 12).除顶部24 cm外，整个钻孔的沉积速率近线性，说明相对磁场强度曲线建立的年代框架是合理的.钻孔顶部24 cm(11.5 ka)的沉积速率远低于24 cm之下的沉积物，黄维和汪品先(1998)的研究表明南海南部陆坡在末次冰期时的沉积速率远远高于全新世，本文的研究结果佐证了这一观点.
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图 11 BKAS2PC相对磁场强度(RPI)与全球其他记录的对比 (a) SCS-Stack(Yang et al., 2009); (b) GLOPIS-75(Laj et al., 2004); (c) S.Atlantic-1089(Stoner et al., 2003).箭头指示校正后AMS14C年龄. Fig. 11 Relative paleointensity (RPI) from borehole BKAS2PC (top) compared with other records in the world (a) SCS-Stack (Yang et al., 2009); (b) GLOPIS-75 (Laj et al., 2004); (c) S.Atlantic-1089 (Stoner et al., 2003). The calibrated radiocarbon ages in BKAS2PC are listed on the RPI graph. |
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表 2 BKAS2PC的相对年龄控制点 Table 2 Relative ages at varied depths in borehole BKAS2PC |
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图 12 BKAS2PC的年龄深度模型 黑色圆圈代表相对年龄，黑色菱形代表AMS14C年龄. Fig. 12 Age-depth model of cores from borehole BKAS2PC Black circles stand for relative ages, black diamonds stand for AMS14C ages. |
50 cm和268~288 cm处的AMS14C年龄与根据相对磁场强度建立的年龄框架基本吻合，而300~308 cm处的AMS14C年龄与相对年龄相比，明显偏老(图 12).我们认为300 cm处的AMS14C年龄偏老可能与天然气水合物的分解释放有关.南海具有形成天然气水合物的良好动力学环境(陈多福等，2004)，外界温压条件的改变会使天然气水合物失稳分解并释放烃类气体，本研究钻孔附近的NS93-5和NS97-37也曾出现天然气水合物分解释放的现象(王淑红等，2010).黄铁矿等硫化物的出现被视为海底烃类气体活动强烈的标记(吴必豪等，2003).岩石磁学结果显示，钻孔沉积物中存在黄铁矿等铁硫化物.本研究钻孔约300 cm还原作用较为强烈，铁硫化物含量相对较高(图 10)，说明该处可能存在天然气水合物的分解释放现象.天然气水合物的分解释放带来了大量的老碳，使得定年材料受到了老碳的污染，致使钻孔约300 cm处的AMS14C年龄偏老.
在0~80 ka, BKAS2PC的相对磁场强度(RPI)低值与具有良好年代约束的南海SCS-Stack(Yang et al., 2009), GLOPIS-75(Laj et al., 2004)和S.Atlantic-1089(Stoner et al., 2003)的RPI低值能基本吻合. BKAS2PC相对年龄控制点是根据这些低值点的年龄获得.
为了与采样分辨率保持一致，相对年龄控制点之间的年代序列以2 cm为间距通过线性内插法获得，控制点以外的年代序列通过线性外推的方法获得，从而为本钻孔建立年龄框架(图 13).
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图 13 BKAS2PC相对磁场强度(RPI)与特征磁倾角(I)随时间变化曲线 红色水平虚线指示现代地磁场倾角，垂直虚线和阴影指示极性漂移，HP为Hilina Pali漂移，LC为Laschamp漂移，NGS为Norwegian-Greenland Sea漂移. Fig. 13 RPI and inclination variations varying with time Red horizontal dashed line indicates expected inclination of modern geomagnetic field, vertical dashed line and shadows indicate geomagnetic excursions. HP stands for Hilina Pali excursion, LC for Laschamp excursion, NGS for Norwegian-Greenland Sea excursion. |
17 ka左右的地磁极性漂移一般被认为是Hilina Pali漂移.Coe等(1978)在研究夏威夷岛玄武岩的古地磁特征时发现, 在17.8 ka虚拟偶极矩很低且伴随倾角负异常.这是首个关于Hilina Pali漂移的报道.之后Laj等(2002)的研究再次确认夏威夷基拉韦厄火山熔岩(SOH4)确实存在这一漂移，根据Quane等(2000)的年龄模式，时间在25 ka.世界各地的深海和湖泊沉积物中也相继报道了这一事件，时间大约在17~20 ka.法国湖泊和俄罗斯贝加尔湖多个钻孔沉积物中发现的Hilina Pali漂移记录，时间约为20 ka(Thouveny and Creer, 1992; Peck et al., 1996)，方向漂移特征明显，磁偏角从20°急剧下降到接近-100°，同时伴随磁倾角从70°变化到40°.在对北冰洋沉积钻孔PS1535-8记录的Moon Lake漂移重新进行AMS14C定年时发现，倾角负异常段的发生时间是20 ka(Nowaczyk et al., 2003)，应为Hilina Pali漂移，Nowaczyk等(2003)将在弗拉姆海峡PS2138-1沉积物中发现的20 ka左右的未知漂移事件进一步确定为Hilina Pali漂移.除此之外，还在中国火山口湖(Singer et al., 2011)、长江三角洲(彭杰等，2016)以及南半球火山口湖沉积物(Lisé-Pronovost et al., 2013)均发现Hilina Pali漂移.BKAS2PC钻孔的第一段磁倾角异常R1(54~84 cm)，时间为14~17 ka(图 13)，与Hilina Pali漂移发生的时间基本吻合，可以确定R1为Hilina Pali漂移.
6.3.2 Laschamp漂移(LC)Bonhommet and Babkine(1967)在法国中部的火山熔岩中发现并命名Laschamp漂移.Guillou等(2004)结合K-Ar和40Ar/39Ar对Laschamp和Olby玄武熔岩进行定年，得到Laschamp漂移的年龄为40.4±1.1 ka，是目前比较认可的年龄.除了火山熔岩外，Laschamp漂移还见报道于全球湖泊和海洋沉积物(Peck et al., 1996; Channell, 2006; Nowaczyk and Knies, 2000; Nowaczyk et al., 2003, 2012; Collins et al., 2012; Channell et al., 2017)，是得到广泛验证的全球性漂移.本研究钻孔的倾角负异常段R2(368~378 cm)，年龄为40.5 ka，倾角变化显著，倾角负偏角度可达60°，与Laschamp和Olby玄武熔岩的K-Ar和40Ar/39Ar年龄一致.Laschamp漂移在BKAS2PC钻孔中得到验证，说明Laschamp漂移同样在低纬度地区的沉积中可以被记录，是全球性的一次地磁漂移.
6.3.3 Norwegian-Greenland Sea漂移(NGS)Norwegian-Greenland Sea漂移(NGS)最初发现于挪威—格陵兰海三个钻孔(Core 23243、23245、23247)沉积物中(Bleil and Gard, 1989)，磁倾角偏离角度均超过50°，其中一个钻孔磁倾角从+79°变为-79°，以氧同位素地层学为手段获得三个钻孔NGS的年龄依次为68~71 ka(23243)，73~82 ka(23245)，62~69 ka(23247)，持续时间为3~9 ka不等.随后在挪威—格陵兰海附近的弗拉姆海峡沉积物中也发现了NGS记录，年龄为65~77 ka，持续时间为8 ka，并正式命名为Norwegian-Greenland Sea漂移(Nowaczyk et al., 1992).除了高纬度地区以外(Nowaczyk et al., 1994, 2013; Nowaczyk and Frederichs, 1999)，中低纬度地区的沉积物也记录到了NGS(Zheng et al., 1995; Peck et al., 1996; Tanaka and Kobayashi, 2003; Yang et al., 2007; 彭杰等，2016).但是在所有的研究中，NGS的年龄却从来没有一致的结果，年龄跨度从60 ka到90 ka，争议颇大.由于研究不足，年龄不确定等原因，NGS被定性为可能存在的极性漂移(Laj and Channell, 2007; Roberts, 2008).并且NGS年龄的不确定性，也为我们的研究工作带来困难.
本研究钻孔在60~80 ka期间出现两次倾角负异常特征，分别为R3(644~666 cm)和R4(728~808 cm).R3年龄为60~62 ka，持续时间2 ka.R4年龄为68~76 ka，持续时间≥8 ka.本研究钻孔倾角负异常段R3，R4在年龄上均与NGS吻合.但是根据目前已有的研究，60~80 ka之间不存在除NGS以外的极性漂移.为此，我们将探究在R3，R4两个倾角负异常段中，哪一个倾角负异常段才是最可靠的NGS记录.
倾角负异常段R4位于钻孔底部，与现代地磁场倾角的偏离角度为10°，磁倾角负偏不如R3明显，而且并未对应明显的相对磁场强度低值.由于钻孔底部沉积物受扰动的可能性更大，加之R4磁倾角异常角度变化小，存在采样过程中人为因素导致倾角异常的可能.所以本研究认为R4是否能代表一次地磁方向的变化，有待进一步工作验证.
R3(644~666 cm)位于岩芯段的中部，受扰动的可能性较小，倾角负偏角度为15°，与倾角负异常段R4相比，R3倾角负偏特征更明显.虽然倾角负异常段R3相对古强度减小滞后于倾角变化，但仍对应着明显的相对磁场强度低值.因此我们认为R3更有可能为Norwegian-Greenland Sea漂移.
7 结论(1) 南海南部BKAS2PC钻孔沉积物的主要载磁矿物为钛磁铁矿，同时也含有少量的铁硫化物，但铁硫化物记录的化学剩磁矢量出现在交变退磁50 mT之后，钛磁铁矿记录的特征剩磁在交变退磁10~50 mT之间.磁性矿物颗粒为假单畴和单畴，磁性矿物浓度与粒度的变化均在一个数量级以内，基本符合构建相对磁场强度的条件.
(2) 研究表明在BKAS2PC钻孔的磁性矿物尽管受到成岩还原作用的影响，但是并未从根本上改变相对磁场强度变化的基本规律，特征剩磁倾角可以反映地球磁场方向的变化.
(3) BKAS2PC出现四个倾角负异常段R1，R2和R3分别对应为Hilina Pali漂移(14~17 ka)，Laschamp漂移(40.5 ka)和Norwegian-Greenland Sea漂移(60~62 ka).
致谢 感谢中山大学研究生张庭伟和谢一璇在实验过程和数据处理中给予的帮助.感谢审稿专家和编辑的认真阅读和宝贵的意见，这些宝贵的意见给予了我许多有益的指导.
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