地磁场是一个矢量场，火山岩、各种考古材料和沉积物等是记录这个矢量的主要载体.相对于火山岩和考古材料，沉积物在连续性和分布范围方面具有优势.地磁场通常被认为起源于外核流体的地转流^[1]，因此具有全球统一的变化规律.

由于地磁场演化的全球统一性，所以它也提供了另外一种可能性，即沉积物定年.在环太平洋中低纬度古海洋学和古环境研究中，通常以底栖和浮游钙质有孔虫为主要研究对象，以获得的氧同位素地层或者放射性测年结果作为年代学研究基础.但在北极、亚北极，由于沉积物中有孔虫数量极少，上述方法难以推广，全样有机碳测年或者微体古生物百分含量对比^[2-4]等手段因此成为开展白令海沉积物年代学研究的常用方法.而磁学方法在白令海年代学研究中鲜有报道.

最近Barletta等^[5]在北极楚科奇海和波佛特海陆架和陆坡沉积物中获得了与北美湖泊和熔岩流一致的地磁场强度和方向变化，并且尝试利用这些古地磁长期变化为北冰洋沉积物建立年龄框架^[6]. 2005年Okada等^[7]日本学者首次利用地磁场相对强度开展了白令海Bowers海脊和东北部陆坡上5根岩芯的沉积物定年工作，并基于地磁场相对强度变化与全球综合曲线GLOPIS75^[8]和SINT800^[9]的对比建立了各岩芯的年龄模型.

本文尝试对白令海东北部陆坡B5-4孔进行地磁场强度和方向两方面的研究.鉴于白令海陆坡地区的海底峡谷和浊流沉积等出现频繁，所以首先检测了定向样品的磁化率各向异性，用来判断沉积物是否受到自然和人为的扰动.其次研究了岩芯的岩石磁学性质，判断其磁性均一性程度.在此基础上，利用常规归一和假-Thellier两种方法构建岩芯的地磁场相对强度，随后综合讨论了区域和全球地磁场强度、磁偏角和磁倾角在冰消期以来的演化规律.

B5-4取自1999年中国首次北极科学考察航次.样品位于白令海东北部陆坡的坡脚位置（58°05′16″N，176°31′19″W），Zhemchug海底峡谷的北部分支内，水深3370m，样品长4.70m.整个陆坡在0~1000 m和3000m以下较平坦，而在1000~3000m之间地势陡峭，发育众多水下大峡谷（图 1）.岩芯所在位置的表层水体也是白令海陆坡流经过的表层高生产力地区，被称为绿色带^[10].

图 1

Fig. 1

图 1 B5-4钻孔所在的地理位置以及其他相关钻孔 B2-9和B4-2见[4]，0八了-3八为白令海先期航次钻孔[7]，02023疋(：见[11]. 200 m水深线指示了陆架与陆坡的分界位置.内嵌图为研究区域在白令海的位置，以及海面到达40 m等深线时白令海峡的开放-闭合的临界状态. Fig. 1 Geographic location of core B5-4 and other related cores B2-9 and B4-2 see reference[4], GAT-3A is the pre-cruise core of Bering expedition[7], 02023JPC[11], contour of 200 m in the figure refers the transition from shelf to slope. The inlet plot shows the location of study area within Bering Sea and the open/close state of Bering Strak when sea level is at 40 m by shaded area.

B5-4岩芯岩性比较均一，为一套深灰色-灰绿色的富蛋白石含粘土粉砂沉积（蛋白石含量小于30%）；沉积物中或多或少含有一些灰色或灰白色的火山物质，以0.31~0.33m、4.48~4.70m最为明显，其物质组成相对较粗，以砂和粉砂为主，在0.31~0.33m和4.48~4.50 m为肉眼可见的细砂层，为火山灰层.

以立方体无磁性塑料小盒每隔2cm扣取一个样品，岩芯向下的方向与盒底的箭头方向一致.1.68~1.93m为扰动沉积，未采取古地磁样品，共计获得106个标准样品.样品首先在Kappabridge3s磁化率仪上测量磁化率各向异性（AMS），然后采用交变退磁方法在2G超导磁力仪上进行逐步退磁和剩磁测量，测量的步长在50 mT之前是5 mT，在50~80mT或50~100 mT之间是10 mT.随后样品在80mT/0.05mT的交变场和直流场下获得非磁滞剩磁（ARM），并且在与原始剩磁相同的步骤下逐步退磁.S比值的测量步骤是先分别加0.1T和0.3T的直流场，测量剩磁，最后加相同方向1T的饱和强场.因为整个立方体样品饱和剩磁超过超导磁力仪测量上限2×10-4Am²，所以饱和等温剩磁是采用少量散样获得，然后根据散样和整个样品的质量比值校正为整个样品的饱和等温剩磁（SIRM）.我们认为1T的强场使定向样品和散样均达到饱和，所以其剩磁大小仅与样品的质量有关，而与样品扰动与否无关.S比值的计算公式S_0.1T=IRM_0.1T/SIRM1T，S_0.3T=IRM_0.3T/SIRM_1T.少量粉末样品自然风干后磨细，在Kappabridge3s磁化率仪上测量自室温到700 ℃加热和冷却过程中磁化率变化.

地磁场相对强度采取的是常规归一方法和假-Thellier方法.三个归一参数包括磁化率、非磁滞剩磁和饱和等温剩磁等.假-Thellier方法是用样品特征剩磁（NRM）和ARM在某矫顽力段内的线性退磁斜率代表地磁场强度.

定向样品磁化率各向异性的结果显示，磁化率椭球体短轴倾角大多（90/105）大于60°，绝大部分长轴（98/105）和中轴（104/105）的倾角小于30°，二者总体上没有明显优势方向（图 2a）.校正的磁各向异性度（P′）与磁面理（F）高度线性相关（R²=0.92，n=105），而与磁线理（L）不相关（R²=0.01，n=105）（图 2b）.磁线理和磁面理的分布图显示磁化率椭球体以扁圆状排列方式为主（图 2c），为典型的原始沉积组构.上述三个主轴方向和磁各向异性参数之间的关系表明磁性矿物颗粒及其集合体应该是在水体条件下自然沉降，除了约14%短轴偏离垂直方向超过30°反映了水体较强外，绝大多数时期为比较静水沉积，同时沉积后也未受到显著的底流改造或者浊流搅扰破坏.在剖开岩芯的坐标下（样品盒子下压方向为-X轴，右侧为+Y轴，左侧为-Y轴，Z轴为岩芯的自然向下方向），长短轴的磁偏角并没有沿着Y轴和X轴的优势分布（图 2d和图 2e），说明现有的磁组构方向也不是取样产生的人为磁组构假象^[12].

图 2

Fig. 2

图 2 白令海钻孔B5-4未校正绝对方向的磁化率各向异性方向和参数 (a)磁化率椭球体长（方形）中（三角）短（实心）轴的方向平面投影；（b)磁化率各向异性度与磁线理（空心）和磁面理（实心）的关系；（c)磁线理和磁面理指示磁性颗粒排列状态为扁圆状占优势；岩芯剖开面坐标下的（d)最短轴的偏角分布；（e)最长轴的偏角分布.图 2a中的两个短轴近水平的样品编号为28和88, 对应的样品深度是1.14~1.16 m和3.90~3.92 m，肉眼未发现可见的扰动情况. Fig. 2 Un-oriented direction of three axes of anisotropy of magnetic susceptibility ellipsoid and related parameters (a) Projection of maximum (square), middle (triangle), minimum (circle) axes of AMS ellipsoid; (b) Relationship between anisotropy degree with lineation (open) and foliation (solid); (c) Distribution of lineation and foliation implying oblate dominance; (d) Declination of minimum axis; (e) declination of maximum under the coordinate of cutting profile. Two samples with nearly horizontal inclination of mimmum axis are神28 and神88, which have depth of 1. 14~1. 16 m and 3. 90~3. 92 mand no obvious disturbance is observed

沉积物的磁化率-温度（κ-T）曲线在加热和冷却曲线上接近600 ℃时有明显的居里温度显示，为磁铁矿的表现（图 3a）.在室温直至700 ℃加热和冷却过程中没有明显的其它居里温度显示，表明沉积物中可能没有铁磁性硫化物.加热和冷却曲线在600~700℃之间几乎重叠，表明赤铁矿贡献甚微.冷却后样品的磁化率为原始磁化率的3.5倍，并且冷却过程磁化率增加的温度为580 ℃，指示在加热过程中有含铁的粘土转变为磁铁矿.整个岩芯中S_0.1T一般大于0.7，S_0.3T一般大于0.9（图 4d，e），证明沉积物剩磁主要由低矫顽力磁铁矿携带.同时剩磁的中值退磁场（MDF）一般低于40mT（图 4f），亦说明主要载磁矿物的矫顽力低.

图 3

Fig. 3

图 3 B5-4沉积物样品加热和室温磁学性质 (a)粉末样品的磁化率-温度变化（样品深度4.26~4.28 m，空气中）.粗线、细线分别为加热和冷却曲线.（b)非磁滞剩磁磁化率-磁化率，两条斜线是依据Kmg等=13=的模型得到的0.1 pm和1.0 pm粒度线.当磁铁矿为主要载磁矿物时，斜率越大磁性矿物粒度越细，距离原点越远则磁铁矿含量越高.注意到岩芯0~0.44 m (实心点）粒度最细，并且向下逐渐变粗.岩芯底部的4.48~4.70 m (三角）的粒度近似其他样品，但磁性矿物含量增加.磁化率最高的样品# 102(4.50~4.52 m)邻近火山灰层（4.48~4.50 m); ()非磁滞剩磁和饱和等温剩磁关系.除了表层的10个样品，其他层位的ARM/SIRM比值恒定，表明磁性矿物粒度均一.#102样品的饱和等温剩磁异常小，应为测量异常值.该参数为两个剩磁比值，避免了顺磁和超顺磁物质的可能影响. Fig. 3 Heating and room temperature property of sediment im core B5-4 (a) Susceptibility-temperature variation of powder sample (sample depth4.26~4.28 m, in air).Thick and thin lines are heating and cooling curves; (b) Relationship of anhysteresis susceptibility-volume susceptibility.The two lines indicate 0.1 pm and 1.0 pm granulometry according to King et al [13]. When magnetite dominates, the larger the slope, the finer the grain size and the farther with the origin the higher magnetic concentration.Notice the upper 0~0.44 m (solid) isthe finest and gradually become coarse downwards.The bottom 4.48~4.52 m (triangle) has similar grain size with others, but higher concentration.The sample with highest magnetic susceptibility #102(4.50~4.52 m) is near tephra layer at 4.48~4.50 m.(c) The relationship of ARM and SIRM.ARM/SIRM is stable except the upper 10 samples implying uniform magnetic grain size.SIRM of #102 is abnormally small and suspected to be measure error.The ratio of two remanence can avoid the paramagnetic and super-paramagnetic biasto ARM/κ

图 4

Fig. 4

图 4 B5-4岩石磁学性质 (a)体积磁化率（k); (b)非磁滞剩磁（ARM); (c)饱和等温剩磁(SIRM)，（d) S0.1T; (e) S0.3T；(f)中值退磁场（MDF). Fig. 4 Rock magnetic property along core B5-4 (a) Volume susceptibility (K); (b) ARM; (c) SIRM; (d) S0.1T; (e) S0.3T, (f) Median demagnetization field.

非磁滞剩磁磁化率（κ_ARM）是用所加的直流场对非磁滞剩磁进行归一得到单位直流场下的剩磁，当载磁矿物为低矫顽力的磁铁矿时，它与体积磁化率的关系指示磁性矿物的粒度和含量变化^[13]：该比值越大磁性矿物粒度越细，距离原点越远则含量越高.除了0~0.44m外，岩芯中其它样品的κ_ARM和κ均分布在0.1μm和1.0μm的狭窄单畴范围内（图 3b）.由于本岩芯的体积磁化率较低，κ的数值可能受到顺磁和超顺磁矿物的影响，进一步用两个室内人工剩磁比值来评估磁性矿物粒度的变化^[14].在两个剩磁的关系图中，除了0~0.44m和邻近火山灰的样品以外其它样品的粒度也非常均匀，并且岩芯底部的磁性矿物含量较高（图 3c）.

磁化率（κ）、非磁滞剩磁（ARM）和饱和等温剩磁（SIRM）等三个表征沉积物磁性矿物含量的指标在表层0~0.44 m和/或底部4.46~4.68 m分别有2~3倍，4~5倍和2~3倍的增加，在其它层段则变化不大（图 4a-c）.两个剩磁参数在0.44m以上和4.5m以下均有峰值，而在磁化率上只有4.5m以下的峰值出现.与SIRM相比，ARM在0~0.5m峰值幅度增加，我们推测是由于ARM在0.02~0.06μm内的粒度效应大于1~100μm（准单畴和多畴）^[14].而0~0.44m在SIRM上的中等峰值和κ上的无峰值可能是上部含水量增加导致.在岩芯最底部，岩性描述中发现的细砂层和含有火山物质层位上两个剩磁和磁化率均升高，说明底部磁铁矿含量增加.

交变磁场退磁的矢量投影图显示，在0~80mT退磁过程中，剩磁的方向稳定、清晰地趋向原点（图 5）.归一化剩磁衰减图同时显示中值退磁场（MDF）一般小于40mT，所以矫顽力较低.岩芯最表层四个样品的MDF为44~46 mT（图 4f）.结合κ_ARM与κ的分布特征，最表层MDF的增加与κ_ARM/κ比值增加揭示的粒度显著变细对应（图 3b）.80mT交变退磁场下剩磁一般降至原始剩磁的10%，少部分降至20%（图 5）.退磁场增加到100mT时并未显著降低剩磁量，而且方向保持不变（图 5a B5-4-5）.较低的中值退磁场说明交变退磁对于揭示沉积物的特征剩磁是有效的.

图 5

Fig. 5

图 5 B5-4岩芯样品的交变退磁正交矢量投影和剩磁归一图 （a）钻孔代表样品；（b-e）是第一到第四个浅倾角段样品.没有单位刻度的样品单位长度为10-8Am2. Fig. 5 Vector projection of alternate demagnetization and normalized remanence (a) Representative sample in core B5-4;b -e) is the four sections of shallow inclination. Samples without labeled unit have unit of 10-8Am2.

除了0~0.28m以外，4.7 m长的岩芯中相对磁偏角均在0°左右变动（图 6a）.大部分磁倾角也围绕地心偶极子纬度（72.7°）变化，且未发现负向剩磁磁倾角.但是在0.58~0.72m，2.54~2.62m，3.22~3.60m和4.42~4.68m磁倾角小于60°（图 6b）.这四个倾角浅化层段的矢量投影图揭示了与岩芯其它代表样品一致的清晰和稳定的单一剩磁分量（图 5b-e）.上述主向量分析剩磁方向的稳定性和单一性说明特征剩磁记录的是地磁场的方向信息.样品的正交矢量投影图也显示，典型沉积剩磁在20 mT交变磁场下可消除黏滞剩磁的影响，所以3.4节中将采用NRM_20mT作为特征剩磁构建地磁场相对强度参数.

图 6

Fig. 6

图 6 白令海B5-4岩芯的古地磁结果和其它地区记录的相对强度和绝对强度记录的对比 （a）相对磁偏角；（b）磁倾角和倾角误差.以上两个参数为主向量分析结果；（c）假-Thellier方法计算的地磁场相对强度；（d）NRM20mT/SIRM；（e）NRM20mT/κ；（f）（NRM/ARM）20mT；（g）大西洋钻孔ODP 983的地磁场相对强度NRM/SIRM[17]；（f，g）之间连线为强度对比点，上部是深度中值（m），下部是日历年龄（ka）.箭头指示AMS14C测年结果.（h）全新世以来的地磁场绝对强度[18]；（i）地磁场相对强度综合曲线SINT200[19]. Fig. 6 Paleomagnetic results of core B5-4 in Bering Sea and comparison with other records (a) Relative declination; (b) Inclination and angular error. These are the results from principal component analysis; (c) Relative paleointensity by pseudo-Thellier method; (d) NRM20mT/SIRM; (e) NRM20mT/κ; (f) (NRM/ARM)20mT; (g) Relative paleointensity NRM/SIRM of core ODP983[17], the link line between (f) and (g) is tie points, the upper number is depth in m, lower is age in ka. Arrow isAMS14C dating; (H) Absolute paleointensity ofHolocene [8]; (i) RPI global stack SINT 200[9].

综上所述，岩芯B5-4的磁性矿物含量变化在5倍之内，主要的载磁矿物是磁铁矿，而且其粒度大多在0.1~1μm的稳定单畴范围，少部分为小于0.1μm的细小单畴.同时磁化率各向异性指示的磁性矿物颗粒排列方式基本为正常的水体沉积组构，即长中轴接近水平，短轴接近垂直.虽然在岩芯的3.5~4.5 m范围内S比值和MDF存在一定程度的变化，反映沉积物性质相应的细微变化，但岩芯总体上为未受到扰动的原始沉积，磁性比较均一，且沉积物剩磁记录了与当地的偶极子模型一致的剩磁方向.所有上述资料都表明B5-4岩芯的沉积物可以记录可靠的地磁场强度和方向.下面我们采用两种方法--常规归一和假-Thellier方法来构建地磁场强度，方向分析采用Kirschvink主向量方法^[15].

常规归一地磁场相对强度是用三个磁性矿物含量参数对特征剩磁进行归一，以消除不同磁性矿物含量、粒度以及细微磁组份变化的影响（图 6d-f），而假-Thellier地磁场强度则参照Tauxe（1995）^[16]的方法，计算了NRM和ARM相同矫顽力段内具有线性退磁关系的剩磁斜率（图 6c）.常规归一地磁场强度和假-Thellier方法的结果呈现基本一致的变化，从下至上是一个逐渐增加的总趋势（图 6c-f）.

地磁场相对强度年龄的构建需要一个绝对年龄控制.仅在岩芯4.54~4.56m处发现足够数量（15mg）的冷水种N.pachyderma（sin）有孔虫进行了AMS¹⁴C测年，结果为12.250±0.05ka（伍兹霍尔海洋研究所），用calib601校正后的年龄为13.317~3.435 cal.ka（1σ），所以取校正范围的中间值13.376ka作为最后日历年龄，白令海碳储库年龄按照700a计算（ΔR=300）^[11].岩芯的U-Th同位素测年结果也表明沉积物中无230Th过剩（²³⁰Th_ex=²³⁰Th_（dpm/g） -²³⁴U_（dpm/g）），进一步证实岩芯属于冰消期后快速堆积（陈志华等未发表资料）.

依据AMS¹⁴C测年结果，我们把本文的地磁场强度结果与北大西洋ODP983孔^[17]、全新世以来的综合地磁场绝对强度数据库^[18]以及全球海洋沉积物记录的200ka^[19]的综合曲线进行初步比较（图 6g-i）.本文结果与分辨率极高的ODP983孔的一致性最高，后两个强度记录在10ka和16ka以来均呈现增加的趋势，与本文结果一致.与ODP983的对比获得了三个对比点（图 6f，g），其它年龄依据这些对比点和测年结果线性外推和内推.整个岩芯接近线性的沉积速率说明地磁场强度曲线对比是合理的，平均沉积速率为35cm/ka（图 7）.

图 7

Fig. 7

图 7 根据地磁场相对强度构建的钻孔B5-4的年龄模型 Fig. 7 Age model of core B5-4 from RPI

12ka以来火山岩和考古材料（砖等）全球绝对强度平均值显示，在1~3kaB.P.地磁场强度最高，为（10.5~11.5）×10²²Am²，8~10kaB.P.为中等高值，大于8×10²²Am^{2 [18]}（图 8g），其分辨率为500~1000a.沉积物记录的地磁场相对强度全球叠加曲线SINT200在14ka以来几乎单调增加，仅在6ka B.P.显示一个局部低值（图 8g灰色线）.地磁场绝对古强度网上数据库GEOMAGIA50包括了最近50ka内8000个强度数据^[20-21]（网上数据更新至2011年11月23日）.这些古强度的资料来自各种考古材料如烘烤的粘土、瓦片、陶器和火山岩.以这些古强度数据作为对比基础，运用Korte & Constable（2005）^[22]模型我们计算了钻孔所在经纬度地磁场强度球谐模型CALS3k，CALS7k和CALS10k，其在3ka，7ka和10ka以来的强度变化与Yang等整理的绝对强度一样在上述两个时间段内为高值（图 8f）.模拟结果显示了比全新世绝对强度和SINT200更多的次级峰谷的变化，比如该数据库在4~6ka B.P.之间显示了又一个局部高值，与SINT200上此时的高值一致（图 8g）.

图 8

Fig. 8

图 8 B5-4钻孔地磁场相对强度与其他地磁场相对强度和绝对强度的综合对比 （a）ODP983钻孔的地磁场相对强度[17]；（b）钻孔B5-4的地磁场相对强度（NRM/ARM）20mT，半填充菱形为强度对比点，填充菱形为AMS14C测年；（c）NRM/κ；（d）NRM/SIRM；（e）假-Thellier方法地磁场强度：NRM和ARM退磁斜率；（f）白令海（58.09°N，183.48°E）3ka，7ka，10ka来的球谐模型模拟的地磁场强度[20-21]，http://geomagia.ucsd.edu/geomagia/query.php；（g）12ka以来的绝对强度[18]（黑色线和右侧坐标）和沉积物记录的全球综合曲线SINT200[19]（灰色线和左侧坐标）；（h）地磁场相对强度GLOPIS75[8]. Fig. 8 Relative paleointensity on age in core B5-4 and synthetic comparison with other RPI and absolute paleointensity of geomagnetic field (a) RPI in ODP983[17]; (b) RPI (NRM/ARM) 20 mT in core B5-4, half filled diamond is RPI tie points, filled diamond is AMS14 C dating; (c) NRM//c; (d) NRM/SIRM; (e) RPI from pseudo-Thellier: slope of NRM and ARM demagnetization; (f) Spheric harmonicmodel at Bering sea (58. 09°N, 183. 48°E) for the last 3 ka, 7 ka, 10 ka[20-21]; (g) Absolute intensity[18] (dark line and right axis) and RPI global stack SINT200[19] (gray line and lett axis); (h) RPI global stack GLOPIS75[8].

更长时间尺度和更高分辨率的记录来自GLOPIS75^[8]和北大西洋ODP 983孔^[17].前者包含了24个大西洋、地中海和印度洋钻孔，沉积速率从7~34cm/ka不等，其中也包括了ODP 983钻孔. GLOPIS75的主要特征是出现1~3ka，8~10ka和12~14ka三个逐渐降低的峰值，可以很容易发现它与12ka来全球绝对强度的一致性（图 8g，h）.除了两段样品缺失外，ODP983岩芯在14ka以来的沉积速率最高，在12ka之前为130a，12ka以来是30~40a.与GLOPIS75相比，ODP983孔地磁场强度则显示了更高频率的峰谷值变化，与本文钻孔的高频变化一致.GLOPIS75显示的是不同海区全球综合的强度变化，而ODP983可能更多反映了北半球亚极带高纬度海区的特征.这可以部分解释GLOPIS75与全新世全球综合的强度平均值（图 8g，h）具有更高的相似性，而本文钻孔与ODP983有更多相似性以及全球平均值与北半球单个钻孔之间的小幅差异.

依据测年和强度对比结果，本文钻孔单个样品（4cm）代表了约120a的沉积，因此与ODP983的分辨率接近.上述全新世绝对强度在1~3kaB.P.之间的大峰值在本文钻孔中体现为四个（图 8b-d）和五个小峰值（图 8e），曲线形态和峰谷值分布均与ODP983记录一一对应.3~8kaB.P.为地磁场强度的低值区域，变化幅度较小且频繁（图 8b-e），因此使得与ODP983及其他记录的对比困难，未能得到更多的对比点.从14ka到8kaB.P.，相对强度为下降的趋势，峰谷的变化非常不明显.在12~10 kaB.P.之间，B5-4记录到三个比较明显的峰值，但是由于ODP983岩芯在此段的缺失，也没能得到更多的对比点.尽管如此，本文钻孔与上述这些全球综合曲线、球谐模拟结果以及ODP983之间在14ka以来的一致性是明显的.这些建立在独立时间标尺上、分辨率各不相同的记录之间的一致性说明本文钻孔的“地磁场强度”指标主要反映了地磁场自身的行为而非局部岩性特征，是稳定存在的核幔边界地磁场通量圆斑（magneticfluxlobe）的表现^[23].

由于14ka以来地磁场强度本身的变化幅度较小，尤其是在4~10kaB.P.，所以高分辨率的强度结果对比并没有产生更多确定的年龄对比点（图 8a，b）.因此下面的讨论将着眼于地磁场方向，以期给出更多的对比点.高分辨率的地磁场方向记录多集中在湖泊沉积物中，引用了与本文钻孔空间距离最近的贝加尔湖^[24]、北美（包括加拿大东部和美国东部）^[25-26]、北欧（芬兰和瑞典）^[27-28]以及英国等地^[29]的湖泊磁偏角和磁倾角记录（图 9）.

图 9

Fig. 9

图 9 B5-4钻孔记录的地磁场相对磁偏角和磁倾角与北半球其它记录的对比 左侧/右侧为白令海B5-4钻孔地磁场相对磁偏角/磁倾角与球谐模型计算的北纬58.09°东经183.48°变化; (a)三个模型分别为CALS3k4 (考古和湖泊)[30]; (b) CALS7k (考古和湖泊)[22]和CALS10k; (c)贝加尔湖[24]; (d)加拿大东部圣劳伦斯湾六个钻孔[25]; (e)美国东部湖泊[26]; (f)芬兰Nautajärvi湖[27]; (g)瑞典纹泥湖[28]; (h)英国湖泊[29]等的对比. Fig. 9 Relative declination, inclination of B5-4 on age and comparison with other records in Northern hemisphere (a) three models areCALS3k4 (archeo and lake)[30]; (b) CALS7k (archeo and lake)[22] andCALSIOk; (c) Lake Baikal24]; (d) St Lawrence Estuary stack of six cores[25]; (e) Lake in eastern USA[26]; (f) Lake Nautajärvi in Finland[27]; (g) Varve lake in Sweden[28]; (h) Lake in England[29].

在地磁场强度和一个AMS¹⁴C测年的初步年龄标尺上，B5-4的磁偏角与贝加尔湖的相似程度最高，其次是与加拿大东部圣劳伦斯海湾的记录相似.六个特征对比点把磁偏角的变化划分出七个时期（自上而下为一至七段），每一个时期的峰谷值在B5-4和贝加尔湖记录上几乎可以一一对应（图 9b-c）.B5-4的磁偏角在8.8~9.3kaB.P.出现了一个比较大的峰值，而在其它记录上没有相应的变化，仅仅在芬兰的湖泊记录中有一个中等的峰值发育（图 9b，f）.很显然，磁偏角变化的相似程度与钻孔距离远近直接相关.白令海、贝加尔湖和加拿大东部和美国湖泊的相似程度最高（图 9b-e），而与欧洲记录在第五段上有差异（图 9f-h）.贝加尔湖的测年结果为未校正的¹⁴C年龄，加拿大东部圣劳伦斯湾为经过碳储库校正的日历年龄，所以磁偏角的特征对比点年龄以圣劳伦斯湾的日历年龄为准.第六个对比点仅出现在B5-4和贝加尔湖记录中，其在后者的年龄为10.69ka（未校正）.根据第五个对比点在贝加尔湖和圣劳伦斯湾年龄差值（9.53-9.457ka），把该对比点的年龄10.69ka校正到10.617ka日历年.

B5-4的地磁场磁倾角显示了50~80°之间高频率的波动.与磁偏角的情形类似，本文钻孔磁倾角与贝加尔湖磁倾角记录吻合得最好（图 9b，c）.而同样在千年尺度上，磁倾角的特征低值可以在北美和欧洲的众多记录中一一找到（图 9b-h）.上述磁偏角对比点处的磁倾角特征也基本一致.贝加尔湖、加拿大东部海湾和本文钻孔更细致的对比获得了四个磁倾角对比点（图 9虚线），可以发现这些对比点并没有破坏磁偏角的对比点（图 9实线）.强度和方向的年龄对比点综合年龄模型显示，磁偏角和磁倾角的对比点与强度对比点线性内推的年龄差均小于约250a（图 10a）.¹⁴C测年和最后一个磁倾角对比点一致揭示在大约12ka沉积速率的增加.在该综合年龄模型上，B5-4的地磁场相对强度与ODP983的强度曲线拟合度增加（图 10b），而与圣劳伦斯湾的磁倾角和磁偏角基本吻合（图 10c，d）.因此地磁场强度和方向的综合对比可以为沉积物提供更多的年龄对比点，使得年龄模型构建更精确.

图 10

Fig. 10

图 10 地磁场强度和方向的综合年龄模型及与其它记录的重新对比 （a）年龄模型，圆形、方形和三角分别为强度、磁偏角和磁倾角对比点，图中的标尺为250a.在综合年龄模型下B5-4；（b）相对强度（NRM/ARM）20mT；（c）磁偏角；（d）磁倾角与ODP983钻孔或圣劳伦斯湾记录的拟合. Fig. 10 Synthetic age model of core B5-4 from intensity and direction and the overlap with other results (a) Agemodel of B5-4, circle, square and triang leare from intensity, declination and inclination, the scale in the plot is 250a. (b) RPI (NRM/ARM)20mT; (c) declination; (d) inclinationin B5-4 fitting with ODP983 and Eastern Canada records

由于沉积速率较高和岩芯长度的限制，现有高纬度地区的地磁场长期变化记录多限于全新世^{[27, 31-33]}，本文研究区域内更是缺乏10ka以前的磁倾角记录.贝加尔湖的记录可以达到84ka，但其报道年龄是未经校正的¹⁴C年龄，而且湖泊沉积物测年极易受到来自陆地和本地藻类重沉积等老碳的影响^[24]，所以与本文深海沉积物的日历年龄之间存在较大的差异.故此引用我们之前报道的黄海、东海以及日本海记录作为必要的补充，继而讨论岩芯底部两段磁倾角的变浅（图 11）.本文钻孔有两段断续分布的倾角变浅出现在9~14ka（小于60°），分别位于9.023~9.94ka和12.87~14.14ka（图 11b）.而该事件在中国陆架海的两个钻孔（EY02-1，NHH01）中以明显的磁极性反转为特征（图 11a，c），表现为在8.5~17calka期间磁极在正反之间的多次跳跃式变化，被认为是哥德堡极性事件^[34-35].上述较大的年龄差异是各钻孔中稀疏的测年及其线性外推造成的.依据该极性事件的不稳定性和报道的时间范围，本文岩芯中9~14ka的两段变浅和中间的正常磁倾角很可能是同一个磁极性事件的表现（图 11b）.

图 11

Fig. 11

图 11 全新世初期的磁极性漂移记录对比 （a）东海钻孔EY02-1的磁倾角[34]；（b）白令海陆坡B5-4的磁倾角及其误差（强度+方向年龄）；（c）南黄海泥质区NHH01钻孔的磁倾角及其误差[35]；（d）日本海南部陆坡KCES磁倾角[41].为了方便对比；（a）和（c）钻孔的碳储库校正值统一为ΔR=-139±59a，箭头表示AMS14C测年的位置，数字上部为取样深度（m）下部为校正后的日历年龄（ka） Fig. 11 Magnetic excursions at the early Holocene from several locations Inclination and error of (a) EY02-1 in East China Sea [34]; (b) B5-4 (combined age of intensity and direction), (c) NHH01 in Yellow Sea[35]; (d) KCES in Japan Sea[41]. To facilitate the comparison, records in (a) and (c) are readjusted to have a common carbon reservoir Δr=-139±59 a, arrows indicate locations fro AMS14C dating, upper numbers are depth in meter and lower are calendar age in ka.

10ka左右的地磁极性漂移一般被认为是哥德堡事件，在北京剖面^[36-37]、冲绳海槽等钻孔^[38]、中国东部陆架海^[34-35]中均见报道；该事件在上述报道中的年龄分别为14.230~13.690kaB.P.（传统放射碳年龄）^[36-37]，12.911~11.953kaB.P.（日历年龄）^[38]，17.047~10.686 ka B.P.（日历校正年龄）^[34]和9.444~7.978ka（日历年龄）^[35]不等.后两者的年龄范围是通过AMS¹⁴C测年结果的下推和上推得到的（图 11a，c），所以并不精确.另外不同海区的碳储库校正值的不确定性也是造成报道年龄不尽一致的原因.尽管如此，在世界各地不同沉积环境下冰消期的10~14ka左右地磁极性不稳定现象不断被发现，这说明这些记录不是局部的或者沉积假象，应该是地磁场真实行为的表现.

B5-4与南黄海钻孔高分辨率（约45a）磁倾角在哥德堡极性漂移之后具有相当一致的变化规律，磁倾角峰值I_P1-5和谷值I_T1-4可以与NHH01磁倾角变化一一对应，而且I_T3在黄海钻孔中表现为一个彻底的极性反转，其年龄约为3kaB.P.，持续时间100a（图 11b，c）.而在与本文钻孔相似分辨率的日本海钻孔中磁倾角的变化相当小，既不明显变浅更没有发生反转（图 11d）.本文钻孔磁倾角没有真正反转可能与早期成岩作用有关，比如本文钻孔顶部磁性矿物粒度以及与之相应的S比值变化可能反映了一定程度的成岩作用（图 3-4）.而日本海钻孔缺乏相应变化的原因与程度不同的早期成岩作用有关^[39].另外沉积物的smoothing效应^[40]也是影响磁极性事件记录的重要原因.我们还注意到，虽然在本文和日本海钻孔中都有成岩作用的影响，而且使得沉积物仅仅记录了变浅的磁倾角或者磁倾角的变化完全被抹杀，但是其强度曲线依然保留有可资对比的特征（本文及文献[41]），可以为年龄模型提供进一步对比点.显然成岩作用对地磁场方向的影响效应要大于对强度的影响.没有成岩作用和磁信号平滑效应的高沉积速率沉积物是揭示千年甚至百年地磁场磁偏角和磁倾角变化特征的重要载体，因此在这些沉积物研究中，可以利用地磁场强度和方向的综合信息获取年龄模型.

（1）白令海北部陆坡B5-4孔沉积物磁化率各向异性长轴和中轴接近水平面，短轴接近垂直面分布，表示沉积物未受到自然或者人为的扰动，属于正常水环境原始沉积组构.

（2）B5-4孔S比值、剩磁的中值退磁场表明沉积物的主要载磁矿物为低矫顽力的磁铁矿，除了表层0~0.44m的磁性矿物粒度较细外，其它的磁性矿物颗粒均在0.1~1μm的稳定单畴范围内，且磁性矿物含量在全岩芯中的变化不足5倍，具备磁性矿物均匀的条件，可以记录地磁场相对强度变化.

（3）B5-4孔常规归一地磁场相对强度和NRM与ARM退磁斜率计算的地磁场相对强度记录了自14kaB.P.以来持续稳定增加的总趋势以及1~3ka，8~10ka和12~14ka之间的相对高值.本文的记录与全新世绝对强度记录、北美和欧洲记录、ODP983沉积物以及全球叠加地磁场强度曲线GLOPIS75和SINT200记录之间具有千年尺度上的一致变化规律，特别是与分辨率30~130a的ODP983之间还可能具有百年尺度上的可对比性.

（4）白令海与西伯利亚贝加尔湖和北美的地磁场磁偏角和磁倾角记录在14ka以来的记录极为吻合，可以提供除了强度对比点外的方向对比点.强度和方向的对比点进一步细化了年龄模型，可以作为沉积物定年的新依据.

（5）B5-4孔特征剩磁的磁倾角记录了14ka以来的六个峰谷变化，9~14kaB.P.之间的浅化磁倾角可能是哥德堡极性事件的反映.而10ka以来磁倾角与黄海钻孔的磁倾角变浅甚至反转可以一一对应.

本文钻孔取自国家财政部资助、国家海洋局极地办公室组织的中国首次北极科学考察航次，感谢雪龙船和地质组全体工作人员的艰辛劳动.感谢JE T Channell教授提供ODP983孔地磁场强度数据，中山大学杨小强教授提供地磁场方向相关资料.韩贻兵、路遥、王昆山、吴永华等参加了室内分样工作，特此致谢.感谢审稿人对稿件的批注和关于强度和方向综合讨论的建议.