葛淑兰 陈志华 刘建兴，3 黄元辉 王汝建 闫仕娟

0 引言

南极沉积物通常采用火山灰年代学、放射性碳同位素测年方法进行年代厘定。在海洋沉积物中，放射性碳同位素测年的最佳材料是钙质有孔虫，但南极冷的水体不利于它们的保存，所以通常不得不采用沉积物有机质进行测年［1-2］。然而这些有机质常常会受到沉积物再沉积、成岩及生命效应的影响，鲜有非常好的结果［3］。而且，由于南极水团在空间和时间上的变化，导致不同地区和水深条件下碳储库校正值的变化也很大［1-3］。因此有机碳测年数据通常只能提供比较粗糙的年代信息，而千年尺度上的古环境和古海洋研究需要其他年代方法的补充。

南极沉积物相对地磁场强度和方向研究就是这方面的尝试。南极半岛西部的帕默深盆地（Palmer Deep Basin），位于布兰斯菲尔德海峡西南部，之间仅以昂韦尔岛（Anvers Islands）相隔，直线距离大约为475 km。该盆地内的ODP 1098和1099站位岩芯记录了全新世以来高分辨率（0.17—0.25 cm·a－1）的地磁场强度和磁倾角变化，不同钻孔之间磁倾角的一致变化，表明南极冰川海洋沉积物可以记录地磁场的长期变化［4］。然而由于浊流沉积在帕默深盆地普遍存在，且主要载磁矿物在磁铁矿和钛磁铁矿之间变动，使得岩芯所获得的地磁场强度带有强烈的气候印记的影响，某些时段的相对地磁场强度与全球偶极子场变化存在显著差异［4］。Willmott等［5］报道了布兰斯菲尔德盆地内两个岩芯记录的8 500 a以来的地磁场强度结果，其与帕默深盆地沉积物不同，岩石磁学结果揭示海峡内沉积物的磁性均匀，载磁矿物主要为磁铁矿，只在火山灰层位可能有高矫顽力的钛赤铁矿存在。盆地内两个岩芯叠加的相对地磁场强度变化与加拿大圣劳伦斯海湾记录［6］的8 500 a以来的曲线一致性极好，而后者有详细的有孔虫放射性测年，因此相对地磁场强度提供了这两个岩芯沉积物的年龄框架［5］。

需要指出的是，并非所有的沉积物都能够记录可靠的相对地磁场强度和方向，如果沉积物的磁性不均匀，也就是主要的载磁矿物并非单一的（钛）磁铁矿，磁性矿物含量变化幅度超过10倍，并且其磁性矿物的颗粒大小相差极大，都会不同程度地影响其所记录相对地磁场强度的可靠性［7-8］。另外，在还原的水体环境下，沉积物经常会受到沉积后的化学改造作用，致使原生的磁性矿物遭到破坏，或者生成具有未知时间滞后剩磁的自生磁性矿物，都会破坏原始和实时的地磁场强度信号，使之被扭曲，不能与其他记录相对比，比如我们在日本海南部Ulleung盆地的岩芯由于早期成岩作用，其“地磁场强度”指标与标准地磁场曲线有明显差异［9］。因此要获得可靠的相对地磁场强度结果作为年龄标尺，首先需要了解沉积物是否为原始无扰动沉积（排除浊流或人为扰动），其次查清主要载磁矿物及其性质，最后对获得的相对地磁场强度及其归一参数进行谱分析和相关性分析，选择最少受到气候印记影响的归一参数和相对地磁场强度结果。

本文对布兰斯菲尔德海峡内位于中东部盆地之间的沉积岩芯进行了相对地磁场强度、方向和初步的环境磁学研究，以期在查明主要载磁矿物性质基础上获得可靠的相对地磁场强度和方向记录，与该孔的有机碳测年数据相结合，为该岩芯提供连续的年代学标尺，为后续的古气候学和古海洋学研究奠定基础。

1 布兰斯菲尔德海峡地质背景

布兰斯菲尔德海峡是一个狭长的NE-SW方向伸展的负向构造单元，位于南极半岛地区北端南舍得兰群岛和南极半岛之间。海峡内自西向东分布着3个水深超过1 000 m的深海盆：西海盆、中海盆和东海盆（图1），D1-7位于中海盆和东海盆之间的相对高地上，因此避免了碎屑流和浊流的影响。在末次冰期时，该海峡被陆地冰架覆盖，在海峡西部海底留下冰堆丘等地形［2］，因此海峡内的沉积物应多属于全新世冰消期和冰后期沉积。

布兰斯菲尔德海峡内的表层流包括来自海峡西部别林斯高晋海（Bellingshausen Sea）自西向东流动的温暖水体，南舍得兰群岛北部环绕南极大陆分布的南极绕极流和来自威德尔海（Weddell Sea）、自东向西的高密度冷水。来自别林斯高晋海的温暖水团只影响到中布兰斯菲尔德海盆，中东部海盆主要为南极绕极流和威德尔海冷水所控制（图1）。

图1 布兰斯菲尔德海峡相关钻孔及其流系分布.黑色箭头指示南极绕极流，蓝色箭头来自威德尔海的高密度冷水，红色箭头为来自别林斯高晋海的温暖偏淡水团。WBB，CBB，EBB分别是西、中和东布兰斯菲尔德海盆。其他钻孔信息：Palmer Deep 1098，1099［4］，钻孔32，33［5］，钻孔 A9-EB2［1］，来自比克岛钻孔（BI）［10］。海流简图引自文献［1］Fig.1.Position of core D1-7 and others and circulation in Bransfield Strait，Antarctica.The dark arrow is Antarctic circumpolar current，blue arrow isWeddell cold water with high density，red arrow iswarm and fresh water from Bellingshausen Sea in thewest.WBB，CBB，EBB are west Bransfield Basin，central Bransfield Basin and east Bransfield Basin，cores 32，33 from Ref［5］，A9-EB2 from Ref［1］，cores of Beak Island（BI）from Ref［10］.The circulation scheme is from Ref［1］

2 沉积岩芯和研究方法

D1-7取自2012年中国第28次南极科学考察航次，为重力取样器采取。该岩芯位于布兰斯菲尔德海峡中部海盆与东部海盆之间的相对高地（62°16.163′S，56°35.457′W，水深 1 100 m，顶部5 cm在切割PVC管时损失）。沉积物为软塑性、橄榄灰色黏土，自顶到底岩性均匀。岩芯在船上被切割成3段保存（0—0.99 m，0.99—1.98 m，1.98—3.07 m），但切割前未做统一定向。1.67—1.69 m发现一个青色扁平砾石，剖面上显示为1 cm×5 cm，扁平面水平。2.15—2.215 m处出现黑色粗颗粒物质（图2），其上部（2.15—2.205m）黑色颗粒成分散状，下部（2.205—2.215 m）成清晰水平层状，与下部突变接触，为典型火山灰层，此外无清晰层理显示。除了成层火山灰外，在岩芯的0.38—0.42 m有散落的黑色物质，其下部 0.46—0.55 m有粗颗粒砂团块（图2，a）。

岩芯在航次后均存放在中国极地研究中心样品库（上海），并于2012年7—8月在中国极地研究中心集中剖开采样。岩芯被分成工作和保存两个半芯。古地磁样品是沿着工作半芯的中央位置，连续扣取立方体无磁性小盒样品（边长2 cm），盒子底部箭头表示向下方向。共获得152个定向样品。所有样品首先在Kappabridge磁化率仪上进行无损的磁化率各向异性测量（X、Y轴标定在岩芯上表面，与盒子底部Z轴组成右手螺旋），以判断沉积物是否受到自然或者人为的扰动。随后在2G-760超导磁力仪上依次对样品进行交变场系统退磁，最高退磁场是80 mT，30 mT前的步长为5 mT，之后为10 mT。最后在100／0.05mT交变场和直流场作用下获得非磁滞剩磁。所有的磁学实验均在中国科学院地质与地球物理研究所古地磁实验室完成。

3 结果

3.1 环境磁学性质

岩芯体积磁化率（κ）的突出特征是 2.15—2.215 m火山灰层异常高值（＞90×10－5SI），其他正常沉积物磁化率在60—80×10－5SI之间，变化不大（图2，c）。盒子内样品的湿重（因为盒子为等体积，因此可以看作湿密度）大多在6—6.5 g之间变化，而火山灰层密度明显增加（图2，b）。整个岩芯的湿密度与磁化率线性正相关（R2＝0.55，N＝152），样品扣压不满导致的误差应小于5%（～0.3 g）。岩芯最表层的湿重异常高值为含水量增加所致。除了火山灰影响层位的极高值，非磁滞剩磁（ARM）在整个岩芯中相当稳定，与磁化率不同，ARM自下而上有一个逐渐增加的趋势（图2，d、e）。当磁铁矿为主要载磁矿物，非磁滞剩磁磁化率（κarm，以直流场强度归一的非磁滞剩磁数值）和磁化率的比值应是磁性矿物颗粒大小的指标。与ARM相似，κarm／κ也具有自下而上增加的趋势，2.02 m以下的变化幅度比上部大（图2，f、g）。天然剩磁的中值退磁场（MDF）是样品剩磁降至1／2时所加的交变磁场，当沉积物剩磁为稳定、单一分量时，该参数是矫顽力大小的量度，而当磁铁矿为主要载磁矿物时矫顽力与磁铁矿粒度相关，矫顽力越大磁性矿物粒度越小［11］。整个岩芯的 MDF比较低（24—34 mT），表明主要载磁矿物为低矫顽力的磁铁矿。MDF在整个岩芯中也有清晰的分段性，0—0.98 m和 2.02—2.32 m一般高于 30 mT，0.98—2.02 m和 2.32—3.06 m则低于30mT。比较MDF和κarm／κ发现，两者具有同步的变化规律，反映整个岩芯自下而上有2个从粗到细的旋回（图 2，g、h）。

与上述磁学性质相似，磁化率各向异性（AMS）特征也显示了阶段性变化（图3）。第一阶段0—2.02 m的长轴和短轴磁偏角明显受到取样过程的影响，沿着分样坐标下的Y和X轴优势分布（图3a）。而第二阶段（2.02—3.06 m）的长短轴磁偏角则与 X、Y轴方向有一定角度的偏离（40°—50°），可能为比较真实的偏角记录（图3b）。而这上下两段岩芯磁面理（F）、磁线理（L）和磁各向异性度（P′）之间的相关关系也截然不同。上段的磁面理和磁线理均与各向异性度正线性相关，且数值相近，所以导致F-L的Flynn图上样品大多处于对角线下部，即表示磁性矿物总体排列方式为扁长状（实心）。与此相对的，下段样品的磁面理显著增加，磁线理随之降低，因此样品多处于Flynn图上部，即磁性矿物总体排列方式为扁圆状（空心）（图3c）。从本文结果推测：扁长状排列的磁组构方向较容易受到取样的影响，从而产生沿着分样坐标轴（岩芯剖开面）分布的现象。而本孔沉积物的高含水量和软塑性土力学特征可能是促使这种现象产生的原因。我们发现扣压进半芯的盒子表面普遍低于周围样品，说明样品在下压过程中压缩，平行于Y和X轴的盒子侧面分别产生了长短轴磁偏角的上述偏离。

磁化率各向异性三个主轴的方向也为三段分布。与上、下两段短轴倾角接近垂直不同（图3d、3f），岩芯中间段（0.98—2.20 m）磁化率椭球体短轴和中轴倾角均有频繁的“异常”偏离，在垂直长轴的垂直面散布（图3e）。与通常的长、中轴水平和短轴垂直的“正常沉积组构”相比，这种中、短轴偏离往往与底流流速增加有关，而非沉积物的扰动［12］。虽然整个上部2.02 m的AMS偏角受到样品压缩的影响，中轴和短轴截然不同的分布特征表明倾角受到的影响不大，这一点将在后面讨论。表层多个样品的短轴偏离垂直方向，最合理的解释为扰动所致。

图2 南极半岛D1-7岩芯的沉积和环境磁学参数.（a）南极半岛D1-7岩性简图，自上而下分别是：0.38—0.42 m为散落的火山物质，0.46—0.55 m为砂质团块，1.67—1.69 m为砾石，2.15—2.215 m为火山灰层，其他为无层理灰色粉砂质黏土；（b）立方体样品湿重，4个空心箭头表示不太满的小盒子样品位置，其湿重和磁化率应该稍大；（c）体积磁化率，（d）非磁滞剩磁；（e）放大的非磁滞剩磁（去除火山灰层高值）；（f）非磁滞剩磁磁化率与磁化率比值；（g）放大的非磁滞剩磁磁化率与磁化率比值；（h）中值退磁场，箭头为图4中典型样品位置，分属于粗细粒度层位Fig.2.The lithology and rock magnetic parameters in core D1-7.（a）Schematic lithology plot for core D1-7.From top to bottom are scattered dark tephra at0.38—0.42 m，sand conglomerate at0.46—0.55 m，pebble at1.67—1.69 m and layered tephra at 2.15—2.215 m，and others cross filled are gray silty clay；（b）Wet weight of cubic samples，arrows refer to not fully filled sample in the box，then weight andκshould have been larger；（c）Volumemagnetic susceptibility（κ）；（d）Anhysteresis remanentmagnetization（ARM）；（e）Enlarged ARM without tephra layer；（f）Ratio ofκARM andκ；（g）EnlargedκARM／κ；（h）Median destructive field（MDF）.Arrows refer samples in Fig.4

图3 岩芯D1-7的磁化率各向异性特征．未经过绝对方向校正0—2．02 m的（a）短轴偏角（D min）和长轴偏角（D max），2．02—3．06 m；（b）短轴偏角和长轴偏角，可见偏角方向在上部受到人工扰动的影响，分别有沿着X和Y轴（分样坐标）分布的趋势；（c）磁面理、磁各向异性度和磁线理之间的关系．实心点／空心点为2．02 m上部／下部样品，下部样品明显以磁面理发育为主，磁面理与各向异性度线性相关程度高于上部（左），且与磁线理不相关（中），磁化率椭球体扁圆状排列发育（右）；（d）0—0．98 m磁化率椭球体三个主轴方向投影图，注意1＃—7＃的近表层样品异常分布与扰动有关；（e）0．98—2．02 m磁化率椭球体三个主轴方向投影图；（f）2．02—3．06 m磁化率椭球体三个主轴方向投影图．方形为长轴，圆形为短轴，三角为中轴．图中数字为样品编号，2 cm间隔，1＃—7＃为0—14 cm，20＃—21＃为38—40 cm，这些样品长轴正常，而中短轴则偏离正常水平和垂直位置，可能为扰动影响．83＃，98＃分别位于砾石附近和第二段最后一个样品，推测为扰动．152＃为岩芯最后一个样品，扰动．图（d）—（f）的双箭头线段为可能的底流方向，从NW-SE转为NNE-SSW，再到NE-SW方向，方向经过图5，b中剩磁偏角校正．从中短轴方向分布看中间段的流速应高上段和下段Fig．3．Anisotropy ofmagnetic susceptibility in core D1-7．Not oriented 0—2．02 m（a）Declination ofminimum and maximum axis，2．02—3．06 m（b）Declination ofminimum andmaximum axis．The declinationsmighthave been affected by artificial disturb-ance because they focus along X and Y axis of sampling coordinate．（c）Relationship between foliation，anisotropy degree and lineation．Solid／open are samples from above／below 2．02 m．Foliation dominates in the lower part，with higher foliation and anisotropy degree than that ofupper part（left）and not linearly correlated with lineation（middle），the alignmentofellipsoid is oblate（right）．Projection of anisotropy ellipsoid ofmagnetic susceptibility（d）at0—0．98 m，（e）at 0．98—2．02 m，（f）at 2．02—3．06 m，square is maximum axis，circle is minimum axis and triangle is intermediate axis．The numbers in figure（d）—（f）is sample number，1＃—7＃is 0—14 cm，20＃—21＃is38—40 cm．The normalmaximum axis but abnormal intermediate and minimum axis indicate possible disturbance．83＃and 98＃lies near the pebble and the bottom of second section of the core，so deviation from others also indicative of disturbance．152＃is the last sample of the core，reasonably disturbed．The double arrow lines in Figure（d）—（f）refer direction change of bottom current from NW-SE，then NNE-SSW and finally NESW．Themiddle part should have higher velocity than the overlying and underlying part judged from the AMS pattern

3． 2 交变退磁特征

来自不同MDF数值范围的样品在0—80（／90）mT退磁过程中均表现为稳定的单一剩磁分量，在0．98—2．02 m MDF最低层位的剩磁偏角一般沿着N向（未校正）分布，较之MDF较高层位稍显弯曲，同时粘滞剩磁很小，一般在5 mT之前已经被去除（图 4，1．04—1．06 m，1．64—1．66 m）。

图4 钻孔D1-7天然剩磁的交变退磁Z氏投影图．样品位置见图2，g．空心和实心分别为样品剩磁在垂直和水平方向上的投影，图中数字为交变场退磁场mT，1个单位等于10－7 Am2Fig．4．Z plot of alternate field demagnetization of remanece in core D1-7．The position of samples sees Fig．2，g．Open and solid are vertical and horizontal projection，the number in the Figure is AFD field inmT，one unit of the scale is 10－7 Am2

3． 3 地磁场方向和强度及其对年龄的厘定

由上述岩石磁学性质可知，除火山灰层外D1-7岩芯的磁性均匀，主要的载磁矿物为低矫顽力磁性矿物，磁性矿物粒度均匀（κarm／κ），磁性矿物含量（ARM和κ）变化＜10倍范围。磁化率各向异性特征在上下两段为正常的沉积组构，最短轴倾角接近垂直，长轴水平（图3d，3f）；在短轴偏离的中间层段对应的是扁长状排列磁性矿物组构，磁性颗粒在增强的底流作用下垂直于长轴方向滚动，产生“滚动”沉积组构（图3e）。同时，沉积物特征剩磁方向清晰、稳定和单一，反映沉积物记录的是地磁场自身的强度和方向信号。因此符合构建相对地磁场强度的条件。能够影响地磁场记录的唯一特征是上部2．02 m的AMS磁偏角显示沉积物受到取样压缩，因此对地磁场剩磁的方向和强度可能产生一定影响。下面我们首先给出沉积物记录的地磁场强度和方向结果，进而探讨受到取样压缩的沉积物记录的可靠性。

经过主向量分析得到的特征剩磁倾角在－10°到－80°之间变动，比该位置处的轴向偶极子纬度（图5，b虚线51．6°）要陡，似乎暗示沉积物为欠压实状态。表层除外，有两段磁倾角浅于－45°出现在1.77—1.91 m和 2.71—3.05 m。与磁倾角的较大幅度变化不同，统一校正后的磁偏角仅仅在岩芯底部有较大幅度的变化，与第二个变浅的磁倾角段对应（图 5，c）。

基于图4显示的交变退磁特征，我们取经过20 mT交变退磁的剩磁作为沉积物特征剩磁（图5，d），它与磁化率和非磁滞剩磁的比值作为两个地磁场相对强度指标（图5，e、f）。可见地磁场相对强度基本与特征剩磁变化一致，与具有相似高分辨率的西布兰斯菲尔德海盆［5］记录相似程度最高（图5，dg）。依据曲线整体的形态特征，以及岩芯的全样有机碳测年结果，D1-7超过3 m的岩芯记录了大约8 ka的历史（图 5、6）。虽然 Willmott等［5］的磁倾角和强度变化与本孔地理位置最近，结果的可比性也最高，但是我们认为其与目标曲线的对比有误差，因此我们主要引用来自南美玛珥湖（Laguna Potrok Aike，LPA）湖泊的强度和磁倾角年龄，共计获得了9个对比点（图5，a、h）。对两个地磁场强度和归一参数的相关分析均未发现高于80%的相关性，表明地磁场强度未受到气候因素的影响。

表1 岩芯D1-7与南美玛珥湖地磁场强度和方向对比产生的对比点Table 1.Tie points through secular variation comparison with LPA record

图5 南极半岛D1-7岩芯古地磁结果、相对强度与南半球其他记录的对比.（a）南美LPA湖泊地磁场磁倾角（D1-7）；（b）地磁场倾角；（c）相对磁偏角；（d）特征剩磁；（e）地磁场相对强度 NRM20mT／κ；（f）地磁场相对强度（NRM／ARM）20mT，虚线为岩芯接头位置，强度曲线上去除了两个岩芯接头和火山灰层）。箭头旁边的数字为沉积物有机碳AMS测年结果，实心箭头为有孔虫结果（王汝建等，未发表）。两个灰色填充段磁倾角浅于－45°；（g）西布兰斯菲尔德海盆WBB地磁场相对强度［5］，（h）南美玛珥湖地磁场相对强度［11］Fig.5.Inclination and relative paleointensity in D1-7 and comparison with other records.（a）Declination in LPA of South America；（b）Inclination；（c）Relative declination；（d）Characteristic remanence NRM20mT；（e）Relative paleointensity NRM20mT／κ；（f）Relative paleointensity（NRM／ARM）20mT；（g）Relative paleointensity in core JPC-32，33 of West Bransfeld Basin［5］，（h）Relative paleointensity in Laguna Potrok Aike［11］

图6 南极半岛D1-7岩芯剩磁相对地磁场强度和方向对比产生的深度-年龄.实心三角—相对地磁场强度，空心三角—倾角，实心圆点—沉积物有机碳和有孔虫AMS 14 C未校正年龄，数据为王汝建等未发表资料.图中连线为来自地磁场长期变化的对比点Fig.6.Depth-age model produced by secular variation of inclination and relative paleointensity.Open triangle：inclination；solid triangle：RPI，solid circle：AMS 14 C dating of organic carbon and foram（unpublished data of Wang R J，et al.）

4 讨论

4.1 南极百年-千年尺度地磁场长期变化特征及其起源

地磁场强度的演化过程主要受到地磁场偶极子的控制，并受到局部非偶极子场的影响。在百年-千年尺度上，不同区域地磁场强度的演化则受到磁通量圆斑（Magnetic Flux Lobe）动态变化的影响。核幔边界辐射场分量模型显示，在5000 BC-1950 AD近7 000年的平均值分布图中有4块强度＞400μT的圆斑，其中心分别位于北美、欧亚、南美／南极半岛和南极埃默里冰架附近［13］。相比于复杂的北半球磁通量变化来讲，南半球的情形要相对简单。南极圆斑附近钻孔、南极地区其他钻孔及其全球绝对强度对比可以揭示磁通量的空间变异，为核幔边界的地球动力模拟工作提供数据约束。

南极及其半岛附近地区地磁场长期变化研究仍然比较稀少。距离本文钻孔最近的是西布兰斯菲尔德盆地（WBB）中的两个巨型活塞岩芯JPC-32和JPC-33［5］（图 7，b）。在容许的年龄误差范围内，本文钻孔地磁场强度与WBB记录最为一致（图7，a、b）。从3.3 ka至今，地磁场强度均表现为8 ka来最大的峰值，并且在2 ka出现可以对比的次级低值。在～5—3.3 ka地磁场强度降低。与布兰斯菲尔德盆地内的记录不同，南美阿根廷玛珥湖记录显示在7.5—5 ka仍然是一个较高的峰值阶段［11］（图 7，c），而这一点似乎与本文钻孔更加一致。WBB记录中具有较高沉积速率的JPC-32孔在该段的地磁场强度与本文结果类似，两个钻孔叠加的结果使得峰值受到压抑。由此我们推测7.5—5 ka的这个次级峰值是真实的。尽管存在时间上的误差，布兰斯菲尔德盆地和阿根廷南部记录在万年尺度趋势的一致性和千年尺度上高频峰谷值的可比性支持南美／南极半岛存在一个稳定的区域性磁通量圆斑的模拟结果［13］。

位于布兰斯菲尔德半岛西部的帕默深盆地尽管具有250 cm·ka－1的极高沉积速率，但是其报道的9 ka以来的地磁场强度结果质量不高［6］。与上述钻孔距离较远的东南极威尔克斯地盆地（Wilkes Land Basin，WLB）位于东南极冰盖的默茨冰川（Mertz Glacier）入海处，两个沉积速率为17 cm·ka－1的岩芯记录了大约20 ka以来的地磁场相对强度演化［14］（图 7，d）。显然，东南极 WLB地磁场强度与南极半岛附近地磁场强度有了显著的差别，只有一个5 ka的低值尚存。但是如果不纠结于5—3.3 ka的低值，WLB记录中PC18孔与本文结果的大趋势非常一致。

虽然南极半岛和其他南极岩芯所记录的地磁场相对强度由于测年误差、沉积物岩性变化、磁信号锁定深度变化、沉积后早期成岩等的影响，在不同的地理区域内有不同的表现，但是临近区域的岩芯之间，特别是在稳定的磁通量圆斑范围内地磁场强度在千年尺度上高度的一致性变化，都说明其记录了区域真实的地磁场行为特征。不同区域下的变异应为磁通量圆斑动态变化的结果。本文钻孔及南极其他钻孔地磁场强度与全球地磁场绝对强度的综合曲线在万年尺度上极高的相似性也说明万年尺度上的变化趋势主要受控于全球统一的偶极子强度变化（图7，a、e），这种一致性是利用地磁场强度曲线进行南北半球地层对比的主要依据，也从侧面说明本文钻孔年龄模型的可靠性。

图7 钻孔D1-7相对地磁场强度与南极其他记录和全球绝对强度对比.WBB—西布兰斯菲尔德盆地记录［5］，Laguna Potrok Aike—南美玛珥湖记录［11］，WLB—南极威尔克斯地盆地记录［14］，全球绝对强度数据来自文献［15］Fig.7.Comparison of RPIof D1-7 with other Antarctic records and global absolute intensity.WBB representswest Bransfield Basin record［5］，Laguna Potrok Aike is Maar Lake record［11］，WLB isWilkes Land Basin，Antarctica［14］and global virtual axial dipole average from Ref［15］

4.2 长期变化年龄模式下的环境磁学演变

根据地磁场长期变化提供的对比点（主要是RPI），对沉积物年龄进行线性内推和外推，获得了岩芯D1-7的年龄模型，并在此基础上讨论环境磁学等参数的变化（图8）。按照磁化率各向异性参数的变化规律，8 ka以来明显呈现三段式发展：8—5.5 ka，5.5—3 ka和 3 ka至今。

8—5.5 ka，磁化率椭球体最短轴基本处于垂直状态，此时形状因子T＞0，为扁圆状组构（图8，a、b）。样品湿重、磁性矿物含量、双频磁化率等参数均为变化幅度较大的低值（图8，c-f）。双频磁化率也存在跳跃高值，但是在磁化率上均不见相应的高值出现，因此我们推测这些跳跃高值可能来自仪器误差，依据是样品总体的磁化率较低以及双频磁化率出现负值。而表征磁性矿物粒度变化的κARM／κ和剩磁的中值退磁场（MDF）在该段指示了总体较粗的磁性颗粒特征。由于此时的磁化率椭球体为典型的静水沉积组构（图3f），结合全新世全球气候回暖的大背景，这些较粗的物质应与冰川后退引起的冰筏碎屑输入有关，因为末次冰期的布兰斯菲尔德海峡为接地冰川［2］。磁化率椭球体长轴指示的底流方向为NW-SE，推测可能与物质从南极半岛陆架向外海搬运的碎屑流有关。

进入全新世中后期（5.5—3 ka），磁化率各向异性参数有了显著不同。需要指出的是，这两个年龄界线与前面图3e中的0.98—2.02 m的深度基本一致。因此短轴倾角在NNE-SSW面上0—90°均有分布，短轴和中轴所在的平面同时垂直于长轴所在的NWW-SEE方向（图 3e）。根据 Tarling和 Hrouda［12］的描述，中短轴在垂直于长轴的平面上散布代表了扁长颗粒的顺坡滚动或者在底流大于1 cm·s－1的情形下，磁性颗粒长轴从平行于水流方向转到垂直水流方向上。因为岩芯处在中布兰斯菲尔德海盆和东布兰斯菲尔德海盆之间的一个小高地上，周围地形比较平坦，所以不太可能出现颗粒顺坡滚动，因此该段磁化率椭球体解释为增强的底流磁组构。结合全新世中早期的磁组构特征（图3f），布兰斯菲尔德海盆1 100 m深层水的方向和强度在全新世中期5.5 ka左右发生了变化，方向从NW-SE变成NNESSW，可能与海峡走向一致；而且底流速度也明显增加。此时样品的湿密度、磁性矿物含量等比全新世中早期增加（如8，c-f），尤其是双频磁化率稳定在2%左右（图8，e），表明有持续的超顺磁颗粒供应。磁性矿物颗粒度较之全新世中早期有显著变细趋势（图8，g、h），而且该段自身为上细下粗的正粒序，与自上而下湿密度增加一致（图8，g、h、c）。

图8 地磁场长期变化年龄模式下的环境磁学、沉积学参数变化.（a）磁化率椭球体最短轴倾角；（b）磁化率椭球形状因子T＝2ln（K2／K3）／ln（K1／K3）－1；（c）等体积样品湿重；（d）体积磁化率；（e）双频磁化率；（f）非磁滞剩磁；（g）非磁滞剩磁磁化率与体积磁化率比值；（h）天然剩磁的中值退磁场MDF和65°S夏季太阳辐射量；（i）巴西石笋氧同位素［11］，18 O的减少是由于南美夏季风带来的降雨量增加，18 O富集是来自远源的冬季降水贡献Fig.8.Environmentalmagnetic and lithological changes on chronology of secular variation of geomagnetic field.（a）Inclination of short axis of ams ellipsoid；（b）Shape parameter of AMST；（c）Wetweight of cubic boxes；（d）Volume susceptibility；（e）Frequency-dependent susceptibility（κfd＝（κlf-κhf）／κlf*100）；（g）Ratio of anhysteresis susceptibility to susceptibility；（h）Median demagnetization field of natural remanence MDF and monthly averaged insolation at 65°S；（i）Oxygen isotope of spelethom in southeast Brazil［11］，the depletedδ18 O is interpreted to be caused by increasing summermonsoon precipitation，while enrichedδ18 O from distalwintermonsoon precipitation

全新世晚期3 ka以来，磁化率椭球体短轴重新恢复到近于垂直位置，但是较之全新世早期有比较明显的偏离垂直角度，同时形状因子显示此时椭球体处于扁长和扁圆的过渡状态。由于表层的样品短轴偏离较大，合理的解释是扰动增加。如果以长轴方向为底流方向的话，则此时底流延续了之前的NNE-SSW方向，稍稍偏转到NE-SW方向（图3d）。该段磁性矿物含量为稳定高值，表层湿密度的增加与表层含水量增加有关（图8，c-f）。此时的磁性矿物粒度最细，变化也最小（图8，g，h）。全新世中后期、晚期的底流方向似乎与威德尔海流出的冷水方向一致（图1）。

Brachfeld等［16］对帕默深盆地 1098钻孔（位置见图1）研究结果表明，帕默深盆地沉积物在9—3.4 ka的全新世中期，其主要载磁矿物为 TM40-TM60的准单畴钛磁铁矿，而非帕默深盆地周围岩石普遍存在的多畴磁铁矿。作者推测此时可能存在来自北方布兰斯菲尔德海盆附近的亚北极深层水体南侵，布兰斯菲尔德周围的钛磁铁矿以悬浮体形式进入帕默深（1 000 m）盆地。本文钻孔在全新世中期（5.5—3 ka）NNE-SSW方向底流的增强与这种推测吻合。本文钻孔同样处于1 100 m水深，与帕默深1098钻孔类似，因此这两个钻孔的结果均表明在全新世中期（5.5—3 ka）亚北极的上部深层水可能加强，能从布兰斯菲尔德海盆东部一路穿过布兰斯菲尔德海峡，直至帕默深盆地，同时可能以羽状流的形式携带了大量的物质。至于布兰斯菲尔德海峡内底流加速期短于帕默深盆地内钛磁铁矿的输入期，则可能是由于初期碎屑流将陆架冰川物质带入海峡内，虽然此时底流比较平静（8—5.5 ka），仍然有布兰斯菲尔德海峡临近陆架物质向西南方向搬运。3.4 ka以来虽然底流方向仍然延续之前的与海峡走向一致，但此时底流流速有所降低。更重要的是2.5—0.6 ka南极半岛地区詹姆斯·罗斯岛（James Ross Island）的显著变冷［17］可能导致碎屑流供应的降低，因此布兰斯菲尔德海峡物质无法继续供应帕默深盆地沉积。磁化率各向异性与底流的对应关系尚需要进一步查清主要载磁矿物的类型和粒度，以确定磁化率椭球体反映的水动力方向和相对强度变化的正确性。

为了进一步揭示环境磁学参数8 ka以来主要演化趋势的控制因素，采用Lasker 2004软件［18］计算了月度平均的65°S 1月份（夏季）的太阳辐射量（图8，h），发现与全新世以来的磁性矿物粒度变化趋势非常一致，表明全新世的环境磁学变化主要受控于轨道进动周期调谐的太阳辐射量。而南美巴西石笋的氧同位素记录表明，南美的夏季季风降水量增加导致的δ18O降低（图8，i），与当地纬度处夏季太阳辐射的增加同步。因此推测全新世布兰斯菲尔德海峡内磁性矿物粒度，即陆源沉积物粒度，受到南美地区太阳辐射量控制以及夏季降水增加的影响。另外在D1-7环境磁学参数中，叠加在这个大趋势之上的还有千年或者更小尺度的变化，比如在全新世5.5—3 ka，沉积物湿密度和磁性矿物含量、粒度等均有千年甚至几百年的尺度变化。而且在D1-7中的6.5—5.5 ka磁性矿物粒度异常细的阶段，没有太阳辐射和降雨量增加的证据。这些事件的确认需要D1-7其他古海洋学结果以及南极相邻地区高分辨率气候记录（80 a／每个样品）的佐证。

4.3 与有机碳测年结果的比较

王汝建等对本孔的沉积物全样有机碳或有孔虫进行了AMS14C测年，除了有孔虫年龄外，总体上年龄是自上而下增加的正常层序。然而，有机碳年龄（未校正）比地磁场长期变化年龄系统偏老，并且越向上变老的趋势越大，幅度为1—2 ka，表层可以达到3—4 ka。唯一的一个有孔虫测年结果（未进行碳储库校正）与地磁场长期变化结果却比较接近（图6）。前文介绍过，南极布兰斯菲尔德海峡东部地区受到来自威德尔海冷水、绕南极流的共同影响，流经钻孔位置的表层和中层水性质复杂。同时这些水团随着南极冰盖全新世的消融演化过程也会在布兰斯菲尔德海峡引发流径和流量的复杂分异变化。这些水团的混合和时空变化造成这些水团碳同位素的复杂性，从而引起有机碳和有孔虫测年结果的复杂性。从沉积物有机碳测年结果看，自8 ka以来陆地输入的老碳物质可能逐渐增加。岩石磁学性质在全新世以来发生了三个阶段性的变化，包括底流（南极上部深层水）强度、方向，磁性矿物含量和粒度等，说明南极半岛地区的沉积物质来源和水动力条件均发生了相应的变化。更加详细的岩石磁学工作正在进行中，同时结合该钻孔的古海洋学研究，将使得沉积物的载磁矿物性质更清晰，在此基础上地磁场强度结果将获得进一步的修正和完善，岩石磁学反映的更小尺度上的古海洋和古环境变化也将获得进一步证实。

致谢 D1-7岩芯取自中国第28次南极科学考察期间，作者感谢所有参加的工作人员。本研究使用的中国第28次南极科学考察采集的样品由中国极地研究中心沉积物库提供。

1 Khim B K，Yoon H II，Kang C Y，etal.Unstable climate oscillations during the Late Holocene in the Eastern Bransfield Basin，Antarctic Peninsula.Quaternary Research，2002，58（3）：234—245，doi：10.1006／qres.2002.2371.

2 Heroy D C，Sjunneskog C，Anderson JB.Holocene climate change in the Bransfield Basin，Antarctic Peninsula：evidence from sediment and diatom analysis.Antarctic Science，2008，20（1）：69—87.

3 Domack E，Leventer A，Dunbar R，et al.Chronology of the Palmer deep site，Antarctic Peninsula：a Holocene palaeoenvironmental reference for the circum-Antarctic.The Holocene，2001，11（1）：1—9.

4 Brachfeld S，Acton G D，Guyodo Y，et al.High-resolution paleomagnetic records from Holocene sediments from the Palmer Deep，West Antarctic Peninsula.Earth and Planetary Science Letters，2000，181（3）：429—441.

5 Willmott V，Domack EW，Canals M，etal.A high resolution relative paleointensity record from the Gerlache-Boyd paleo-ice stream region，northern Antarctic Peninsula.Quaternary Research，2006，66（1）：1—11.

6 Barletta F，St-Onge G，Stoner JS，et al.A high-resolution Holocene paleomagnetic secular variation and relative paleointensity stack from eastern Canada.Earth and Planetary Science Letters，2010，298（1-2）：162—174.

7 Tauxe L.Sedimentary records of relative paleointensity of the geomagnetic field：theory and practice.Reviews of Geophysics，1993，31（3）：319—354.

8 Valet JP.Time variations in geomagnetic intensity.Reviews of Geophysics，2003，41（1），doi：10.1029／2001RG000104.

9 Ge SL，Liu JX，Shi X F，et al.Millennial environmental and post-depositional changes of the last48 ka recorded by environmentalmagnetic parameters in southern Japan Sea.Quaternary Sciences，2012，32（4）：641—654，doi：10.3969／j.issn.1001-7410.2012.04.09.

10 Sterken M，Roberts S J，Hodgson D A，et al.Holocene glacial and climate history of Prince Gustav Channel，northeastern Antarctic Peninsula.Quaternary Science Reviews，2012，31：93—111.

11 Lise-Pronovost A，St-Onge G，Gogorza C，et al.High-resolution paleomagnetic secular variations and relative paleointensity since the Late Pleistocene in southern South America.Quaternary Science Reviews，2013，71：91—108.

12 Tarling D H，Hrouda F.Themagnetic anisotropy of rocks.London：Chapman＆Hall，1993.

13 Korte M，Holmes R.On the persistence of geomagnetic flux lobes in global Holocene field models.Physics of the Earth and Planetary Interiors，2010，182（3-4）：179—186.

14 MacrìP，Sagnotti L，Dinares-Turell J，etal.A composite record of Late Pleistocene relative geomagnetic paleointensity from theWilkes Land Basin（Antarctica）.PEPI，2005，151（3-4）：223—242.

15 Yang S，Odah H，Shaw J.Variations in the geomagneticdipolemoment over the last12 000 years.Geophysical Journal International，2000，140：158—162.

16 Brachfeld SA，Banerjee SK，Guyodo Y，etal.A 13 200 year history of century tomillennial-scale paleoenvironmental changemagnetically recorded in the Palmer Deep，western Antarctica Peninsula.Earth and Planetary Science Letters，2002，194（3-4）：311—326.

17 Mulvaney R，Abram N J，Hindmarsh R CA，et al.Recent Antarctic Peninsulawarming relative to Holocene climate and ice-shelf history.Nature，2012，489（7414）：141—144.

18 Laskar J，Robutel P，Joutel F，et al.A long-term numerical solution for the insolation quantities of the Earth.Astronomy＆Astrophysics，2004，428，261—285，doi：10.1051／0004-6361：20041335.