2020, Vol. 63
2. 广州海洋地质调查局, 广州 510760;
3. 中国科学院地球环境研究所, 黄土与第四纪地质国家重点实验室, 西安 710061;
4. 中山大学地球科学与地质工程学院, 广州 510275;
5. 中国科学院大学, 北京 100049
, XU Xing2, LIU QingSong1
, ZHONG Yi1,5, CHEN Ting1, QIANG XiaoKe3, CHOU YuMin1, YANG XiaoQiang4
2. Guangzhou Marine Geological Survey, Guangzhou 510760, China;
3. State Key Laboratory of Loess and Quaternary Geology, Institute of Earth Environment, Chinese Academy of Sciences, Xi'an 710061, China;
4. Department of Earth Sciences, Sun Yat-Sen University, Guangzhou 510275, China;
5. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China
地磁场长期变化蕴含着丰富的地球内部动力学信息.地球磁场起源于地球内部的磁流体运动，包含偶极子场和非偶极子场两种成分.核幔边界层存在“磁斑区”，这会产生局部的地磁极性漂移与磁通量异常(Bloxham and Gubbins, 1985).
近百年来地磁场数据的模拟以及古地磁记录发现全球范围内存在几个磁异常中心，包括东亚正磁异常(Doo et al., 2015)、太平洋负磁异常(Elmaleh et al., 2001)、南大西洋正磁异常(Terra-Nova et al., 2017；Trindade et al., 2018)，以及大洋洲负磁异常等几个磁异常区.磁异常的演化与非偶极子的贡献有关(Hartmann et al., 2011)，非偶极子对于全球的平均偶极矩贡献 < 6%，但区域非偶极子在某些地区贡献可达35%以上(Campuzano et al., 2015)，其中东亚正磁异常在近几百年至几千年的尺度上对于高纬度地区的影响显著(Gallet et al., 2009)，且华北大陆(Jin et al., 2019)与鄂霍茨克海(Yamazaki et al., 2013)等中高纬度地区的古地磁记录也显示出对磁异常的响应.但是，目前在中低纬地区的地磁场磁通量变化的记录相对较少.因此对于东亚正磁异常的影响范围还并不清楚，这主要是因为深海地区碳酸盐补偿深度较浅(Boudreau et al., 2018)，使得深海区域定年存在着一定的困难，另一方面是对非偶极子场的研究也相对缺乏.
南海是西太平洋边缘海之一，处于中国大陆南部，在欧亚板块、太平洋板块以及印度—澳大利亚板块的交界地区(朱日祥和刘青松，2001；栾锡武和张亮，2009).南海西北次海盆则位于中央深海平原西北部，是南海三个海盆中面积最小的海盆(钱星等，2017).同时，南海位于东亚季风沉积区，沉积速率相对较高，可记录高分辨率的古地磁信息，为确定东亚磁异常的影响范围提供良好记录.
本文以南海西北次海盆L07岩芯作为研究对象，研究该地区的RPI变化.并探讨高纬度地区磁通量异常对中低纬地区可能存在的影响.
1 研究材料及实验方法L07孔位于南海西北次海盆地区(经度:115.17°E，纬度:17.34°N)，水深约2198 m(图 1).该岩芯由广州海洋地质调查局于2016年以重力取样器钻取，长度约为270 cm.其岩性较为均匀，以青灰色粉砂质黏土为主.在0~30 cm为青灰色粘土，弱粘性、30~ 270 cm为青灰色砂质粘土，具有强粘性；并在130 cm、165 cm及235 cm位置出现有白灰色沉积层位，其物质组成相对较粗并以砂质为主，推测为火山灰沉积层.
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图 1 L07岩芯及本文所涉及到的钻孔地理位置信息.南海西北次海盆PC83(Yang et al., 2009)；西峰(XF)，洛川(LC)黄土记录(Jin et al., 2019)；鄂霍茨克海GC6、GC11、GC12等(Yamazaki et al., 2016) Fig. 1 Geographic location of core L07 and other related cores. Marine core PC83 at Northwestern sub-sea basin of the South China Sea (Yang et al., 2009); Loess record at Xifeng (XF) and Luochuan (LC)(Jin et al., 2019); Marine core GC6、GC11、GC12 etc. at Okhotsk Sea (Yamazaki et al., 2016) |
以立方体塑料盒(2 cm×2 cm×2 cm)进行连续取样，共获得129块古地磁样品.进行磁组构以及古地磁测量，同时利用平行散样进行岩石磁学等参数的测量.
首先利用Kappa Bridge MFK-2磁化率仪测量样品磁组构与磁化率各向异性(AMS)，得到磁线理(L)、磁面理(F)以及磁化率各向异性度(P)等反映矿物分布排列的特征参数.利用2G-760超导磁力仪测量沉积物天然剩磁(NRM).退磁步长在40 mT之前为5 mT，之后为10 mT，且最大退磁场设定为80 mT.
随后将样品置于100 mT交变场和0.05 mT的直流场中获得非磁滞剩磁(ARM)和等温剩磁(IRM).IRM的测量首先是在1000 mT的脉冲场下磁化后获得饱和等温剩磁(SIRM)；对得到饱和等温剩磁的样品施加反向300 mT的磁场进行磁化测得IRM-300 mT，以计算得到S-ratio结果，S-ratio= 
磁滞回线与一阶反转曲线(FORC)使用Lake Shore 8600振动样品磁力仪测得.在±1.0 T的磁场中循环测量不同磁场下的样品磁化强度.磁滞回线的四个参数:饱和磁化强度(Ms)、饱和剩余磁化强度(Mrs)、矫顽力(Bc)是在经过顺磁性矿物校正后的磁滞回线数据中得到，剩磁矫顽力(Bcr)是样品在1.0 T的磁场中饱和磁化后逐步退磁至-1.0 T的磁场中获取；FORC的测量先使样品在1.0 T饱和场中磁化，然后不断降低外场并测量样品磁化强度随外场的变化曲线；样品的磁化率(κ)与磁化率随温度变化曲线(κ-T)使用MFK-2磁化率仪进行测量.古地磁测试在中国科学院地球环境研究所测量，岩石磁学测试于中山大学地球物理实验室以及南方科技大学海洋磁学中心完成.
2 实验结果 2.1 沉积物磁组构特征磁化率各向异性(AMS)的结果常用磁化率椭球体三轴来表示，AMS数据经过Anisoft软件处理后得到等面积投影如图 2a，从图中可以看出AMS椭球长轴K1倾角与水平面近乎平行，最小轴K3倾角较高，与水平面近乎垂直.磁线理(L)-磁面理(F)图(图 2b)显示L多数小于F，同时磁化率各向异性度(P)-磁面理(F)投影(图 2c)显示两者具有很好的相关性，R2=0.87，且P与L无相关性.L-F-P的关系说明沉积物样品各向异性中磁性颗粒以压扁形为主，三个主轴向量的倾角分布特征表明沉积物颗粒的取向受沉积物压实控制而受到水动力作用的影响较小，沉积物大多处于典型的静水沉积环境(杨小强等，2016)；磁组构与形状参数的结果显示大多数样品的沉积构造未受到明显的外力作用(Wu et al., 2014)，适用于此次研究工作.
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图 2 沉积物磁组构特征图. (a) L07岩芯的磁化率椭球体长中短三轴的方向平面投影；(b) L-F投影图；(c) P-F投影图 Fig. 2 Sediment magnetic fabric feature figure. (a) Projection of maximum, middle, minimum axes of AMS ellipsoid; (b) Relationship between L and F; (c) Relationship between P and F |
选取岩芯中3个岩性均匀的不同层位样品进行IRM获得曲线的测量，结果见图 3a.由图 3a可知，100 mT磁场下可达样品饱和磁化强度80%左右，在280 mT可达样品饱和磁化强度95%以上，说明样品中占据主体的携磁矿物是低矫顽力矿物.
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图 3 岩石磁学实验结果. (a) IRM获得曲线; (b) L07典型样品κ-T曲线；(c) L07典型样品磁滞回线；(d) L07典型样品FORC图；(e) Day图 Fig. 3 Rock magnet experiment results. (a) IRM acquisition curve; (b) Typical samples′ κ-T curve; (c) Typical samples′ hysteresis loop; (d) Typical samples′ FORC; (e) Day plot |
κ-T曲线(图 3b)显示居里温度点为580 ℃，为典型的磁铁矿特征.在降温过程中，磁化率远高于升温曲线，说明样品在加热过程中有部分含铁物质转变为磁铁矿.
磁滞回线的测量结果(图 3c)显示样品中磁性矿物的剩磁矫顽力约为37~40 mT，此外Day图(图 3e)结果显示全部样品的Mrs/Ms的比值位于0.1~0.3区间内，且129块沉积物样品的Day图投影均落在了假单畴(PSD)区域，大部分投影点靠近单畴(SD)区间.说明除了少部分样品，多数的磁性矿物粒径较小，以较细的PSD颗粒为主.
为了更进一步说明样品中磁性颗粒的磁畴状态，对上述实验样品又进行了一阶反转曲线(FORC)的测量.FORC曲线(图 3d)显示出了典型的SD/PSD颗粒的特征信息，即内部和外部的等值线均为封闭曲线，且沿Hu轴分布较窄(Harrison et al., 2018).所以L07岩芯中的磁性矿物多为SD或PSD颗粒.
质量磁化率(χ)、非磁滞剩磁(ARM)及饱和等温剩磁(SIRM)通常用来表示样品中磁性矿物的含量.这三个参数在沉积物中123.5~131.6 cm、150~162.3 cm及225.4~241.6 cm位置分别出现了2~5倍不同程度的升高，而在其他沉积层的变化相对稳定(图 4).结合岩性描述中该层位出现有灰白色火山灰层，推测是由于沉积物中磁铁矿的含量增加导致的，S-ratio能够指示样品中铁磁性物质的相对含量，其平均值为0.93，也说明沉积物中主要以软磁性矿物为主.在上述的三个沉积层位中，指示粒度的参数χARM/χ和ARM/SIRM也出现了同样的变化，皆出现快速下降的趋势，说明较粗的磁性矿物对磁化率和剩磁的增加有部分贡献.
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图 4 L07各磁学参数随深度变化. (a)质量磁化率(χ)；(b)非磁滞剩磁(ARM)；(c)饱和等温剩磁(SIRM)；(d) S-ratio，接近0说明样品中高矫顽力的硬磁成分含量较高，接近1说明样品中低矫顽力的软磁成分较高；(e)χARM/χ，指示粒径变化，比值低说明粒径较粗，比值高说明粒径较细；(f) ARM/SIRM，同样指示粒径变化，比值低说明粒径较粗，比值高说明粒径较细 Fig. 4 Magnetic parameter varies with depth. (a) Mass normalized magnetic susceptibility (χ); (b) ARM; (c) SIRM; (d) S-ratio, S-ratio~0 indicates a high content of hard magnetic with high coercivity, S-ratio~1 indicates a low content of soft magnetic with low coercivity; (e)χARM/χ, the parameter of particle size change, the low χARM/χ indicates coarser particle size, the high χARM/χ indicates fine particle size; (f) ARM/SIRM, also indicates particle size change, the low ARM/SIRM indicates coarser particle size, the high ARM/SIRM indicates fine particle size |
样品NRM交变退磁结果显示(图 5)，特征剩磁ChRM可以利用10~70 mT退磁结果获得.
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图 5 代表性样品的NRM交变退磁衰减曲线图(左)和NRM退磁正交矢量(右)投影，蓝色方块为水平投影，红色圆圈为垂直投影 Representative samples′ NRM AF demagnetization behaviors, the normalization NRM intensity versus AF demagnetization step plot is shown on the left and the orthogonal projection plot of NRM is shown on the right.Blue square are horizontal projections and red circles are vertical projections |
应用主成分分析法(Kirschvink, 2010)对退磁结果进行处理后得到沉积物样品的特征倾角(Inc)和最大角偏差(MAD).多数样品的MAD < 5°，平均值为3.6°，说明退磁得到的结果相对可靠(Stoner and St-Onge, 2007)(图 6).
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图 6 L07岩芯NRMx mT、特征倾角(Inclination)和最大角偏差(MAD)随深度变化曲线，其中NRMx mT是沉积物在x mT场下经过交变退磁(AF)后得到的NRM Fig. 6 Characteristic inclination angle, maximum angular deviation and NRMx mT with depth curve of core L07 |
地磁场相对古强度的建立一般采用NRM经过归一化的结果，用以消除样品中不同磁性矿物组分的粒度和含量变化等因素的影响.常用的归一化参数有ARM、和IRM(图 7).NRM经过以上三个参数处理后，得到几乎一致的结果，这说明样品中磁性矿物的性质较为均一.对不同场下所得到的NRM进行归一化处理后发现NRM20-40 mT作为相对古强度的归一化对象所得到的曲线效果最好，因此本文选择了NRM20-40 mT/SIRM作为相对古强度的指标，为了提高地磁场RPI结果的精度，将其进一步定义为: 
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图 7 L07岩芯的古地磁结果以及与PC83岩芯地磁场相对古强度记录的对比. (a)磁倾角；(b) NRM20-40 mT/χ；(c) NRM20-40 mT/ARM；(d) NRM20-40 mT/SIRM；(e)南海西北次海盆PC83的地磁场相对古强度RPI=NRM20-60 mT/IRM20-60 mT(Yang et al., 2009) Fig. 7 Core L07′s paleomagnetic results and comparison with the RPI records of the core PC83. (a) Magnetic inclination; (b) NRM20-40 mT/χ; (c) NRM20-40 mT/ARM; (d) NRM20-40 mT/SIRM; (e) RPI curve of PC83 RPI=NRM20-60 mT/IRM20-60 mT (Yang et al., 2009) |
地磁场相对古强度年龄框架的建立需要绝对年龄点进行约束，首先在L07岩芯中选取了25.3 cm、69.7 cm、和83.9 cm处样品进行AMS14C测年(表 1).在这些样品中均发现有足量的袋拟抱球虫(Globigerinoides sacculifer)可进行AMS14C测年，三个测年点之间的年龄利用线性内插法进行估算. 此外通过RPI曲线与南海西北次海盆PC83岩芯(经度: 112.5437 °E，纬度: 17.6587 °N)的地磁场相对古强度变化曲线进行对比，获得三个额外的年龄控制点.其中PC83岩芯的年龄框架是利用5个不同深度的AMS14C测年结果，分别是5.15 cal.ka、13.65 cal.ka、23.33 cal.ka、32.18 cal.ka和43.44 cal.ka，并经过与Sint-200、NAPIS、S.Atlantic和NOPAPIS-250这四个RPI标准曲线的各自峰值对比得到了PC83岩芯130 ka以来的年龄框架.将L07岩芯的RPI结果与PC83岩芯对比后发现，L07岩芯在41.4 cm、154.1 cm和270 cm处分别对应着PC83岩芯记录的10.7 ka和28.5 ka以及37 ka，并根据此建立了L07岩芯37 ka以来的年龄-深度模式图以及沉积速率变化图(图 8)，从年龄数据的分布情况可知，沉积过程呈现出较为明显的线性特征且沉积速率在不断减缓.
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表 1 部分样品AMS14C测年结果 Table 1 Partial sample AMS14C dating results |
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图 8 根据地磁场相对古强度构建的L07岩芯深度-年龄模型及沉积速率 Fig. 8 Depth-age model and deposition rate of core L07 constructed according to RPI curve |
地球磁场是一个复杂的物理场(Korte et al., 2019).与地表磁场相比，核幔边界层的地磁场分布更不均匀，因地幔对地磁场具有低通滤波作用，因此地磁场会在多处出现局部的强度极值，虽然地球磁场仍以偶极子场为主导，但两个半球都会出现相对于正向磁场的地磁通量反常区(Christensen, 2011).
通过对东亚、印度洋、大西洋等几块大范围的磁异常数据的进一步分析表明:该现象主要是非偶极子场所导致.在核幔边界层上存在着多个磁强度异常增大或减小区域，又称为“磁斑区”.近年来，通过对东亚地区磁通量异常的研究发现，非偶极子场除了大小的不同，还有着一定程度的漂移现象(Davies and Constable, 2017)，即各个磁通量异常区域的分布面积、中心位置以及相对强度的大小都随着时间发生变化.因此，磁斑区在地表的影响范围及可能的演化趋势是当今地磁学领域的前沿科学问题.
L07岩芯RPI记录在28 ka出现谷值后又逐渐升高，并于10.0 ka处达到峰值.将L07岩芯的RPI记录与南海西北次海盆的PC83孔RPI记录(Yang et al., 2009)、北极地区的PC16孔RPI记录(Simon et al., 2012)、印度洋地区的MD161孔RPI记录(Usapkar et al., 2018)以及南大西洋地区的标准曲线SAPIS-80(Stoner et al., 2002)进行对比发现，这五个不同地区的RPI记录仅有北半球的部分地区存在此RPI峰值(图 9)，说明此相对古强度峰值并非全球性特征，而与东亚“磁斑区”密切相关.
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图 9 五个不同地区岩芯的RPI记录说明~11.5 ka出现的地球磁场强度的异常升高非全球性特征，仅存在于北半球部分地区.(a)南大西洋地区RPI标准曲线SAPIS-80；(b)印度洋MD161岩芯RPI记录；(c)北极地区PC16岩芯RPI记录；(d)南海地区PC83岩芯RPI记录；(e)南海西北次海盆L07岩芯RPI记录 Fig. 9 The RPI records in five different regions indicate that the abnormal increase in the Earth′s magnetic field intensity at ~11.5 ka is a non-global feature and exists only in parts of the northern hemisphere. (a) RPI standard curve of South Atlantic SAPIS-80; (b) RPI record of Indian Ocean MD161; (c) RPI record of PC16 in the Arctic; (d) RPI record of PC83 in the South China Sea; (e) RPI record of L07 in the South China Sea |
为了更进一步确定高纬度地区东亚磁通量异常对中低纬地区的影响，本文选取了2个中国黄土10Be记录和鄂霍茨克海5个岩芯的RPI记录进行古强度之间的横向对比(图 10).中国黄土记录来自西峰和洛川地区120 ka以来的宇宙核素10Be的丰度变化记录(Jin et al., 2019).由于地磁场的作用，宇宙射线在到达地球之前的路径会发生一定程度的变化，即在地球磁场较强时期，即将到达地球的10Be核素会发生一定程度的偏转从而远离地球；反之在地球磁场较弱时期，10Be核素大部分会到达地球，从而出现10Be丰度的相对变化对应着地球磁场强弱不同时期的结果.因此10Be的丰度能够指示地球磁场长时间尺度的变化(Simo et al., 2019)，且能够避免外界环境对该参数的影响(Frank et al., 1997).对40 ka以来的10Be丰度结果对比后发现，在11.5 ka位置确实出现了10Be丰度的快速降低，即地磁场强度的突然升高，并与南海西北次海盆L07及PC83两处岩芯的RPI记录出现了一致的变化.
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图 10 南海西北次海盆与东亚地区部分古强度记录及华北地区的黄土中10 Be含量的对比图. (a)鄂霍茨克海GC3、GC6、GC11、GC12及GC8+PC6相对古强度；(b)西峰(XF)黄土10 Be记录；(c)洛川(LC)黄土10 Be记录；(d)南海西北次海盆PC83古强度记录；(e) L07古强度记录. (d)和(e)中的年龄为校正后的14C年龄 Fig. 10 Comparison of RPI records in the northwestern basin of the South China Sea and East Asia, and 10 Be content in loess in North China. (a) RPI curve of GC3, GC6, GC11, GC12 and GC8+PC6 in the Okhotsk Sea; (b) Loess 10 Be record of XF; (c) Loess 10 Be record of LC; (d) PC83 RPI record; (e) L07 RPI record. The ages in (d) and (e) are corrected 14C ages |
鄂霍茨克海邻近东亚地区，是太平洋西北部的边缘海，位于东亚磁异常中心与南海地区之间，因此鄂霍茨克海的沉积物记录能够很好地说明高纬度地区向中低纬度地区的过度区域对于该现象的响应结果.所选取的五个鄂霍茨克海岩芯经纬度范围为51°N—54°N，148°E—150°E(图 1).从图 10a中能够明显看出这5根岩芯的RPI记录在12.7 ka均出现了RPI记录的峰值，即鄂霍茨克海的沉积物记录到了东亚地区磁通量异常现象，且比南海记录早约1.2 ka.说明东亚地区非偶极子场在全新世以来的运动导致了该地区磁通量异常影响区域的变化，进而导致鄂霍茨克海与南海西北次海盆地区对于东亚磁异常现象响应时间的差异.同时，这也证明东亚地区磁斑区的存在和非偶极子场的西向漂移特性，并反映中低纬地区沉积物的地磁场相对古强度记录对于高纬地区磁通量异常较为完整的响应过程(Cai et al., 2014；Muxworthy, 2017).
4 结论南海西北次海盆L07岩芯的沉积物组分以低矫顽力单畴磁铁矿为主，磁组构结果显示磁化率各向异性长轴沿水平面分布，短轴接近垂直分布，说明沉积环境以典型静水沉积为主，未受明显外力作用.
非偶极子场所导致的磁异常斑区在东亚地区产生了东亚正磁异常，该异常现象在南海西北次海盆的沉积物以及中国黄土记录中约11.5 ka处都得到了很好的响应.通过对比鄂霍茨克海5个岩芯的记录也发现了在12.7 ka处也出现了磁异常的响应.说明高纬度地区的东亚正磁异常可影响至中低纬地区，不同纬度地区沉积记录的响应时间差异也说明了非偶极子场的西向漂移特性.
致谢 首先感谢审稿专家提出的宝贵意见.本文研究的岩芯来自广州海洋地质调查局HYIV20160829航次，感谢海洋四号和全体工作人员的辛苦劳动及分样过程中的帮助.感谢中国科学院地质与地球物理所张强博士在成文过程中的有益讨论.感谢中国地质大学(北京)李海燕老师在实验过程中的帮助.
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