引用本文
张江勇, 王志敏, 廖志良, 王金莲, 李小穗. .南海深海平原柱状样QD189磁化率、非磁滞剩磁、粒度、碎屑矿物丰度之间的主要关系. 地球科学进展, 2015, 30(9): 1050-1062
Permissions
Copyright©2015, 地球科学进展 编辑部
南海深海平原柱状样QD189磁化率、非磁滞剩磁、粒度、碎屑矿物丰度之间的主要关系
张江勇, 王志敏, 廖志良, 王金莲, 李小穗
国土资源部海底矿产资源重点实验室,广州海洋地质调查局,广东 广州 510760

作者简介:张江勇(1978-),男,山西晋城人,高级工程师,主要从事南海古海洋学调查与研究. E-mail:zjy905@hotmail.com

基金:国家自然科学基金项目“南海晚第四纪沉积物磁性变化机制研究”(编号:41306042); 同济大学海洋地质国家重点实验室开放基金项目“利用指标Uk37 研究南海深海平原晚第四纪地层学”(编号:MJK414)资助
摘要

磁学可能是南海深海平原古环境研究取得突破的关键方面之一。众多磁学参数中,磁化率是最基本、最综合反映沉积物磁性矿物总体状况的参数,非磁滞剩磁对单畴颗粒含量敏感,而且单畴颗粒是剩磁的主要携带者,结合粒度、碎屑矿物丰度等数据探索南海深海平原柱状样QD189磁化率和非磁滞剩磁地质含义。在磁化率大于45×10-5层位和481 cm以浅的磁化率小于45×10-5的层段,磁化率、2~5 ϕ粒级含量、ARM和ARM@20mT变化一致性较好,2~5 ϕ粒级软磁性多畴颗粒含量变化可能是这些层位磁化率变化的主要原因。在808~488 cm层段内,小于45×10-5的磁化率与2~5 ϕ粒级含量、ARM和ARM@20mT变化总体上一致性较差,磁化率变化机制有待进一步研究。2~5 ϕ粒级是QD189重要的较粗粒级组分,大体上以深度350 cm为界具有下层段含量较高且粒度变化大、上层段含量较低且粒度变化小的特点。ARM@20mT比ARM更加真实地表示QD189单畴颗粒含量,除了单畴颗粒外,9~12 ϕ粒级假单畴、多畴颗粒矿物对665~48 cm层段的ARM可能有一定贡献,其中,层段548~310 cm的ARM中可能还有6~9 ϕ粒级多畴颗粒的贡献。通过碎屑矿物丰度、火山玻璃丰度和（或）磁化率异常峰值的对应关系识别出6次火山活动,火山玻璃丰度的分布特点还揭示出QD189中普遍发生生物扰动作用。

关键词: 磁化率; 非磁滞剩磁; 粒度组成; 火山活动; 南海深海平原
中图分类号:P318 文献标志码:A 文章编号:1001-8166(2015)09-1050-13
The Relationship among Magnetic Susceptibility, Grain Size, Anhysteretic Remanent Magnetization and Clastic Mineral Abundance in Core QD189 Retrieved from Abyssal Plain of the South China Sea
Zhang Jiangyong, Wang Zhimin, Liao Zhiliang, Wang Jinlian, Li Xiaosui
Key Laboratory of Marine Mineral Resources, Guangzhou Marine Geological Survey, Ministry of Land and Resources, Guangzhou 510760, China
Abstract

Magnetism is probably one of key disciplines for breakthrough of paleoenvironment studies in abyssal plain of the South China Sea. Magnetic susceptibility is the most basic and general parameter reflecting information of magnetic minerals in sediment, while ARM is sensitive to the concentration of singe domain particles which is main carrier of remanent magnetization. In this study, we explore the geological implications of magnetic susceptibility and Anhysteretic Remanent Magnetization (ARM) in core QD189 retrieved from abyssal plain of the South China Sea integrating the data of grain size and clastic mineral abundance. In the segments with magnetic susceptibility great than 45×10-5 or the segments with depth less than 481 cm and magnetic susceptibility less than 45×10-5, there are similar fluctuations among magnetic susceptibility, the contents of 2~5 ϕ grain size range, ARM, and ARM@20mT, and the magnetic susceptibility changes in these segments is probably due to the fluctuations of contents of the soft magnetic multidomain grains within 2~5 ϕ grain size range. In the segments with depth from 808 cm to 488 cm and magnetic susceptibility less than 45×10-5, the coherences among the changes of magnetic susceptibility, the contents of 2~5 ϕ grain size range, ARM, and ARM@20mTare poor, and the mechanism of magnetic susceptibility changes is pending further research. 2~5 ϕ grain size range is an important coarse grain size component in QD189, and generally have a higher contents and bigger change ranges below the depth of 350 cm than above the depth of 350 cm. ARM@20mT can more accurately indicate the concentration of singe domain particles in QD189 than ARM, and except single-domain particles, the particles of the pseudo-single-domain and multidomain within 9~12 ϕ grain size range probably make some indispensablet contributions to ARM in the segment with 665~48 cm depth, and a part of ARM in segment with 548~310 cm depth is also derived from multidomain within 6~9 ϕ grain size range. Six volcanic actions are recognized by the corresponds among the extreme peak values of clastic mineral abundance, volcanic glass abundance and magnetic susceptibility. The distribution pattern of volcanic glass abundance reveals the prevalence of bioturbation in QD189.

Keyword: Magnetic susceptibility; Anhysteretic remanent magnetization; Grain size component; Volcanic action; Abyssal plain of the South China Sea.
1 引 言

南海是东亚季风重要组成部分[1], 其南部海域本身又是全球最热水域“ 印度— 太平洋暖池区” 的组成部分[2], 同时, 南海是青藏高原、华南陆地、南海东部与南部火山岛弧风化物质的重要沉积区[3, 4], 处于巨大的能流和物流环境中[5], 特殊的地理环境使得南海是一个古环境研究重要区域。过去南海古海洋学研究区域主要位于陆坡, 与陆坡高密度科学研究活动形成鲜明对比的是, 深海平原古海洋学研究规模零星。南海深海平原处于强烈的碳酸钙溶解作用区域[6~8], 传统有孔虫氧同位素地层学[9, 10]难以发挥作用, 该区至今还未建立起成熟的地层学方法, 反映古气候与古环境的指标更是难有用武之地。

磁学可能是南海深海平原古海洋学研究取得突破的关键方面之一, 因为该学科在古环境研究[11, 12]、地层学研究[13~15]方面都有重要应用, 但磁学参数序列用于提取环境变化信息或建立地层年代框架之前, 很有必要深入理解磁学参数本身所代表的物理含义或地质含义。在众多磁学参数中, 磁化率是最基本、最综合反映沉积物磁性矿物总体状况的参数[16, 17], 南海沉积物磁化率变化具有区域性特点[18], 而单畴颗粒是重要的剩磁载体, 本文重点探讨南海深海平原沉积物磁化率变化的部分机理, 必要时还探讨单畴颗粒含量的部分特征。前人研究表明, 南海沉积物磁性矿物以磁铁矿或磁赤铁矿为主[19~22], 因此, 在沉积物优势磁性矿物类型比较稳定情况下, 磁性矿物颗粒的粒径大小（磁畴状态）及各粒级颗粒含量是影响磁化率变化的关键因素[12, 16, 23]。本文使用了激光粒度仪测得的粒度数据, 但该传统方法较难反映软磁性单畴矿物的相对含量, 例如, 激光粒度仪有效测得的本次研究沉积物最小粒度为12 ϕ , 即约244 nm, 但大于244 nm的单畴磁铁矿通常是一些较细长的颗粒, 主要是磁铁矿单畴颗粒长轴粒度分布的粗组分端元, 而典型的磁铁矿单畴颗粒粒径（长轴）介于20~25 nm至几百nm范围内[ 12, 13, 24], 单畴颗粒其含量常由非磁滞剩磁（anhysteretic remanent magnetization, ARM）反映[13, 25, 26]。此外, 本文还特别关注0.063~0.25 mm粒径范围内的碎屑颗粒, 由于本文研究的柱状样大体处于深海平原中央区域, 距离河口较远, 陆地粗颗粒搬运至该柱状样所处位置相对困难, 该柱状样沉积物中粗颗粒可能具有重要地质含义。

2 材料与方法

QD189位于深海平原117° 36'E, 17° 43'N, 水深3 950 m处（图1）, 柱长808 cm。QD189绝大部分岩性较均匀, 为灰色粘土质粉砂, 仅有439~433 cm层段为灰白色细砂层、488~481 cm层段出现灰白色细砂团块。本文针对QD189进行的实验内容包括磁化率与ARM测定、传统的粒度分析以及粒径介于0.063~0.25 mm的碎屑矿物丰度统计计算等。

测试磁化率的仪器是MS2 Bartington磁化率仪, 测试频率为465 Hz, 本文讨论的磁化率为体积磁化率, 采用国际单位制（SI）。测试磁化率的样品用23 mm× 23 mm× 23 mm无磁性塑料盒采集, 相邻2个样品之间大约间隔2 cm, 共采集磁化率样品216个。每个样品都测量了ARM, ARM是在峰值为100 mT的交变磁场和0.05 mT直流场下获得、在2G760型超导磁力仪上测量的。ARM测量后, 进一步对ARM施加峰值为20 mT的交变退磁, 记作ARM@20mT。

图1 QD189站位图Fig.1 Site of QD189], and the unit of contour labels is millimeter

粒度分析步骤如下：肉眼未见到特殊岩性层段主要以10 cm间隔连续采集样品, 特殊岩性层段适当调整采集间距, 然后在各采集样品中取适量沉积物置入烧杯内, 加适量纯净水和5％六偏磷酸钠浸泡样品, 使样品充分分散。然后将浸泡的样品全部倒入激光粒度仪样品槽中, 经超生振动和高速离心后在Mastersizer 2000型激光衍射粒度分析仪上进行粒度分析。

碎屑矿物鉴定统计步骤如下：在粒度分析样品所在层位平行采集碎屑分析样品, 然后将碎屑分析样品自然风干, 称取5.00 g干样置于淘洗盘上, 用水充分浸泡、淘洗样品（以便冲洗掉细颗粒组分）, 在此基础上筛选0.063~0.25 mm粒径范围内的碎屑颗粒; 将筛选的碎屑颗粒自然风干后称其重量, 然后重液分选轻矿物和重矿物, 并对轻、重矿物组分称重; 最后把分选好的各部分置于实体显微镜下进行观察, 并估算各矿物种类百分含量, 本文主要分析各大类别矿物丰度。

3 结果
3.1 磁化率变化特征

QD189磁化率为12× 10-5~118.4× 10-5, 大部分层位磁化率为12× 10-5~45× 10-5, 磁化率大于45× 10-5的样品采自580~550 cm, 488~481 cm, 465~455 cm和439~433 cm这4段岩芯, 其中488~481 cm和465~455 cm层位岩性分别为灰白色细砂团块或灰白色细沙层（图2a）。剔除磁化率大于45× 10-5的样品后, QD189磁化率随深度的变化总体上大约以27× 10-5为中心波动, 按其趋势变化细分为四段（图2d）：808~492 cm层段磁化率基本上平稳波动, 479~304 cm磁化率随深度减小趋于减小, 304~142 cm磁化率平稳波动, 142~0 cm随深度减小趋于减增大。

图2 柱状样QD189磁化率, ARM, ARM@20mT, ARM@20mT/ARM以及0~1 ϕ , 2~5 ϕ , 6~9 ϕ , 9~12 ϕ 粒级含量随深度的变化Fig.2 Changes of magnetic susceptibility, ARM, ARM@20mT, ARM@20mT/ARM and the contents of 0~1 ϕ , 2~5 ϕ , 6~9 ϕ , 9~12 ϕ grain size range with depth in core QD189

3.2 ARM, ARM@20mT, ARM@20mT/ARM变化特征

ARM随深度的变化如图2h虚线所示。ARM为0.87× 10-4~11.05× 10-4Am-1, 该参数随深度变化总体趋势呈平稳波动, 但分段变化特征明显, 即142~0 cm层段和330~142 cm层段ARM随深度减小均趋于增大、808~330 cm层段中除深度580~550 cm以外的沉积物ARM随深度平稳波动, 580~550 cm层段内的ARM 大于6× 10-4Am-1, 显著大于其他层段的ARM。

ARM@20mT随深度的变化如图2h实线所示。ARM@20mT整体变化趋势和ARM十分相似, 但是相对ARM而言, ARM@20mT减小明显, 大部分层位ARM@20mT减小至ARM的60%~66%。由于ARM主要由亚铁磁性矿物获得, 而ARM@20mT是压制ARM中亚铁磁性矿物多畴颗粒贡献的指标[28], QD189 ARM经峰值为20 mT的交变场清洗后减小约1/3的情况一方面说明ARM中来自单畴颗粒的剩磁占主要成分, 另一方面说明该柱状样含较多多畴亚铁磁性颗粒, 多畴亚铁磁性颗粒对ARM的贡献不容忽视。

尝试用ARM@20mT与ARM比值（ARM@20mT/ARM）反映亚铁磁性颗粒总体中较细颗粒含量的相对变化, QD189的ARM@20mT/ARM总体趋势（图2f）与ARM、磁化率均明显不同, ARM@20mT/ARM变化趋势分为808~665 cm, 665~489 cm, 489~48 cm和48~0 cm 4段。808~665 cm层段ARM@20mT/ARM平均值基本保持稳定, 但自下而上变化幅度趋于增大; 665~489 cm层段ARM@20mT/ARM自下而上呈减小趋势, 489~48 cm层段ARM@20mT/ARM自下而上呈增大趋势, 这2个层段的衔接部分ARM@20mT/ARM急剧变小; 48~0 cm层段自下而上ARM@20mT/ARM呈减小趋势。

3.3 粒径ϕ 值小于12的粒度变化特征

激光粒度仪测得QD189粒度介于0~12 ϕ , 平均粒径为5.73~7.52 ϕ 。先以ϕ 为单位观察QD189粒级含量变化趋势, 发现2~5 ϕ , 6~9 ϕ 和9~12 ϕ 各粒级内沉积物含量变化基本一致, 因此进一步将QD189粒度组成归并为0~1 ϕ , 1~2 ϕ , 2~5 ϕ , 5~6 ϕ , 6~9 ϕ 和9~12 ϕ 共6个组分（图3a）。6~9 ϕ 粒级为主要粒度组分, 该粒级含量在大部分层位都达60%~70%; 5~6 ϕ , 2~5 ϕ , 9~12 ϕ 粒级组分平均含量依次约为15%, 10%, 9.4%; 0~1 ϕ , 1~2 ϕ 粒级组分含量极少, 在粒级组成图中难以表现出来（图3a）。

QD189粒度变化大体上以深度350 cm为界具有下层段颗粒粗且粒度变化大、上层段颗粒细且粒度变化小的特点, 这一特点显著表现在平均粒径和6~9 ϕ 粒级含量随深度变化方面。在808~350 cm层段, 平均粒径ϕ 值较小、变化幅度大, 大部分层位介于6.4~7.3 ϕ , 层段703~683 cm, 577~547 cm, 497~422 cm粒径甚至介于5.73~6.8 ϕ （图3b）。在350~0 cm层段, 粒度细且变化幅度小, 平均粒径约为7.16 ϕ , 明显比下伏层段粒径细（即ϕ 值变大; 图3b）。优势组分6~9 ϕ 粒级含量和平均粒径大小变化趋势相反, 该粒级含量在350~0 cm层段稳定保持高含量、在808~350 cm层段变化幅度大, QD189的6~9 ϕ 粒级含量较低层段均位于深度808~350 cm内（图3g）。平均粒径通常代表着沉积物整体粗细状况, QD189大部分层位平均粒级接近或处于6~9 ϕ 范围内这一情况很大程度上是由优势组分6~9 ϕ 粒级含量决定的, 然而平均粒径大小和6~9 ϕ 粒级含量变化趋势相反这一情况表明6~9 ϕ 粒级在QD189粒度组成中属于细颗粒组分, QD189粒度组分中还应该存在对平均粒径影响较大的较粗粒级组分。

图3 柱状样QD189关键粒级间粒度组成（a）以及各关键粒级含量（b~h）随深度的变化Fig.3 key grain size components of core QD189 (a) and the changes of the contents of these grain size components with depth (b~h)

2~5 ϕ 粒级含量（图3e）正是显著影响QD189平均粒径的较粗粒级组分, 该粒级含量与6~9 ϕ 粒级含量（图3g）、平均粒径ϕ 值（图3b）变化均呈相反关系。具体来说, 808~350 cm深度内平均粒径ϕ 值较小（即粒径较粗）、6~9 ϕ 粒级组分含量较小层段对应着2~5 ϕ 粒级含量变大; 350~0 cm深度内平均粒径ϕ 值与6~9 ϕ 粒级组分含量稳定保持高值的同时, 2~5 ϕ 粒级含量持续较低。

相对于2~5 ϕ 与6~9 ϕ 粒级含量变化而言, 0~1 ϕ , 1~2 ϕ , 5~6 ϕ 和9~12 ϕ 这4个组分的变化幅度和趋势与QD189整体粒度变化情况匹配性较差。5~6 ϕ 和9~12 ϕ 粒级含量变化在整个柱状样中的趋势性不明显（图3f, h）, 但参照2~5 ϕ 与6~9 ϕ 粒级含量变化趋势, 尚可识别出5~6 ϕ 与2~5 ϕ 粒级含量变化之间、9~12 ϕ 与6~9 ϕ 粒级含量变化之间分别存在一定的正相关性, 350 cm以深层段的5~6 ϕ 粒级平均含量比350 cm以浅层段的高, 350 cm以浅层段的9~12 ϕ 粒级平均含量比350 cm以深层段的高。1~2 ϕ 粒级含量变化具有间断性特点（图3d）, 但主要发生在808~350 cm层段内; 0~1 ϕ 粒级仅在467~477 cm层段内出现（图3c）, 对应着该层段内1~2 ϕ 粒级高含量。

综合上述粒度变化特点, 可进一步以6 ϕ 为界限将QD189粒度大体分为粗细两部分。细粒部分以6~9 ϕ 粒级为主, 同时还包含9~12 ϕ 组分, 细粒部分中的6~9 ϕ 粒级是QD189最优势粒度组分。QD189粗粒部分以2~5 ϕ 粒级组分为主, 其含量与6~9 ϕ 粒级含量变化呈负相关关系, 而更粗的0~1 ϕ , 1~2 ϕ 粒级组分断续出现在QD189中, 但其出现层位基本对应着2~5 ϕ 粒级较高含量层段。

3.4 碎屑矿物含量变化特征

QD189的0.063~0.25 mm粒径范围内碎屑矿物（若无特殊说明, 下文简称碎屑矿物或碎屑颗粒）丰度介于0.001~1.019 g/5g干样。大部分样品碎屑矿物丰度小于0.07 g/5g干样, 这些样品约占样品总数的87%。大于0.07 g/5g干样的碎屑矿物丰度在QD189中属于极端异常高丰度, 异常高碎屑矿物丰度层段包括365~345 cm, 447~422 cm, 488~467 cm, 587~557 cm（图4c）, 其中, 447~422 cm层段中灰白色细砂层（439~433 cm层段; 图4a）碎屑矿物丰度高达0.469 g/5g, 488~467 cm层段中的灰白色细砂团块层（488~481 cm层段; 图4a）碎屑矿物丰度高达1.019 g/5g。

QD189富含碎屑矿物的层位明显富集重矿物和（或）轻矿物。365~345 cm层位的碎屑矿物以重矿物占绝对优势（贫轻矿物; 图4e和f）, 重矿物质量约占所有碎屑矿物质量的94%（图4g）, 而447~422 cm, 488~467 cm, 587~557 cm层位富含重矿物（图4e）, 更加富含轻矿物（图4f）, 按轻、重矿物组成情况, 这些层位的重矿物在碎屑矿物组分中相对含量仅约20%（图4g）。此外, 层位50~40 cm, 663~653 cm, 683~673 cm也相对富含重矿物（图4e, g）, 但这些层位总的碎屑矿物丰度较低, 对应的磁化率中等。

图4 柱状样QD189磁化率、2~5 ϕ 粒级含量和碎屑矿物丰度、火山玻璃丰度、重矿物丰度、轻矿物丰度以及重矿物相对含量随深度的变化Fig.4 changes of magnetic susceptibility, the contents of 2~5 ϕ grain size range, the clastic mineral abundances, volcanic glass abundances, heavy mineral abundances, light mineral abundances, and relative contents of heavy mineral with depth

QD189中火山玻璃较为常见, 鉴定有火山玻璃的层段厚度合计约593 cm, 占整个柱状样长度的74%。含火山玻璃层段中, 火山玻璃丰度介于0.5~94粒/5g干样（图4d）。富含火山玻璃层段主要有3段：497~422 cm层段, 这97cm厚的沉积物中火山玻璃丰度为62~94粒/5g干样; 587~557 cm层段, 这30 cm厚的沉积物中火山玻璃丰度为71~76粒/5g干样; 733~713 cm层段, 厚20 cm, 火山玻璃丰度约47~55粒/5g干样。130~0 cm, 643~587 cm, 753~733 cm, 808~773 cm层段也含有火山玻璃, 都具有火山玻璃丰度随深度增加而逐渐减小的特点。422~225层段中大部分层位也含少量火山玻璃, 其火山玻璃丰度变化大体以365~355 cm层段为中心向上覆层段和向下伏层段都呈逐渐减小趋势, 365~355 cm层段的火山玻璃丰度为极大值, 达15粒/5g干样。

QD189火山玻璃丰度和碎屑矿物丰度之间具有一定关联性, 但火山玻璃丰度变化比碎屑矿物丰度更加复杂（图4c, d）。497~422 cm层段全部富含火山玻璃, 该层段包含两层厚度较小的异常高碎屑矿物丰度层段。587~557 cm层段也是全部富含火山玻璃, 比对应的异常高碎屑矿物丰度层段厚。733~713 cm层段虽然富含火山玻璃, 但对应层段火山碎屑丰度不高。422~225 cm层段中, 最富含火山玻璃的层段365~355 cm基本对应于异常高碎屑矿物丰度层段365~345 cm, 但在365~355 cm层段的上覆层段和下伏层段火山玻璃丰度都逐渐减小, 而碎屑矿物丰度皆持续保持低值。富含碎屑矿物层段587~557 cm的下伏层段, 火山玻璃丰度随着深度增大逐渐较小, 而碎屑矿物丰度则快速变为低值。

4 讨论
4.1 火山活动相关的异常高磁化率

海底沉积物通常源自火成岩的风化产物, 但起因于火成岩风化产物中磁铁矿溶解和（或）非磁性硫化物生成, 这类沉积物的磁化率、等温剩磁（IRM）、ARM等磁性往往比原始火成岩成分显著弱[16]。相反, 海洋沉积物中成层的火山喷发物质是火山活动的直接表现, 这类沉积物如果未经历海底早期成岩作用, 就保留着原始火成岩成分, 其磁性通常都异常强。例如, 南海巴拉望岛岸外柱状样火山灰层的磁化率异常高[29], 冲绳海槽柱状样中火山灰层比其他层段具有显著高磁化率特征[30]。海洋沉积物磁化率等磁学参数序列中异常高值常被用作火山灰层的识别标志, 李萍等[31]利用磁化率、ARM、等温剩磁等参数识别出了冲绳海槽柱状样火山灰层, 陈国成等[32]根据越南岸外柱状样和巴拉望岛岸外柱状样[29]磁化率峰值层位之间的对应关系, 直接将磁化率峰值层位解译为火山灰层。本文也利用沉积物磁化率来识别火山活动, 但不企图通过磁化率研究地层学, 而仅保守地先将磁化率序列中的异常视为某一地质事件的反映, 通过磁化率异常与其他火山活动证据的联系探究这些异常磁化率变化的机理。海洋沉积物中火山活动的证据除了火山碎屑层外, 还包括未形成独立沉积物层、但属于火山活动特有矿物成分的沉积物颗粒。

QD189层序中有多层在磁化率、碎屑矿物丰度或火山玻璃丰度方面具有显著特点的层段。磁化率异常高（大于45× 10-5）的层段分别是439~433 cm, 466~454 cm, 488~481 cm, 587~557 cm, 在图4a中分别标记为b, c, d, e; 其中, b, d磁化率峰值层段岩性特殊, 分别为灰白色细沙层、含灰白色细沙团块层（图4a）, 同时还具有碎屑矿物丰度与火山玻璃丰度异常高的特征（图4c, d）, 充分说明这两个层段沉积物是火山灰, 代表着2次火山活动; 磁化率e峰层段虽无特殊岩性, 但同样具有碎屑矿物丰度、火山玻璃丰度异常高的特征（图4 c, d）, 因此该层段也是火山喷发物质沉积的产物。层段365~345 cm具有碎屑矿物丰度异常高、磁化率相对较高的特点, 在图4a中分别标记为a, 对应着火山玻璃丰度峰值（图4d）以及异常高碎屑矿物丰度（图4c）, 该层段也应是火山喷发物质沉积的产物。733~713 cm层段富含火山玻璃, 其丰度达47~55粒/5g干样, 该层段火山玻璃可能是一次独立火山活动事件的产物。除了上述a, b, d, e磁化率峰值层段以及733~713 cm层段, 下文将推断柱状样顶部也代表着火山活动。

QD189顶部是一个火山玻璃丰度峰值层段（图4d）, 该特征可能记录了较近时期内发生的火山活动。1991年6月15日菲律宾吕宋岛皮纳图博火山爆炸式大喷发是世界上最大的火山喷发之一, 喷出了大量火山灰和火山碎屑流, 南海沉积了大面积火山灰层（最大厚度约60 mm, 图1）, 不同地点火山灰层厚度与距离皮纳图博火山以及相对该火山的方位有关[27]。QD189位于皮纳图博火山灰层厚度1 mm等值线之外, 也就是说, 肉眼不能识别出QD189中皮纳图博火山1991年喷发产生的火山灰, 但皮纳图博火山喷发物质直接沉积层位大约位于柱状样顶部, QD189采集于2009年, 以较高沉积速率约1 mm/年估算, 1991年皮纳图博火山喷发之后沉积物厚度为QD189最顶部1~2 cm, 火山喷发物质可能已被后来的沉积物覆盖或稀释。QD189顶部的确未见特殊岩性, QD189顶部未见火山灰层可能说明本次火山活动对QD189沉积物组成影响较小。

上述6次有火山活动记录的层位中, 有4个层位富含碎屑矿物, 其中, 365~345 cm层位碎屑矿物组成以重矿物占绝对优势, 含极少量轻矿物; 433~439 cm, 481~488 cm, 587~557 cm层位重矿物丰度和365~345 cm层位碎屑矿物丰度大体相当, 但这3个层位更加富含轻矿物（图4e, f, g）, 轻矿物丰度是重矿物丰度的5~10倍, 轻矿物又以火山玻璃为主要成分。据此推测, 365~345 cm层位记录的火山活动岩浆可能相对偏基性, 而433~439 cm, 481~488 cm, 587~557 cm层位记录的火山活动岩浆可能相对偏酸性。

4.2 磁化率与粒度的关系

理论上, 磁性颗粒粒度组成或磁畴状态会影响沉积物磁化率, 沉积物全样磁化率是各种粒级磁性矿物磁化率叠加的结果, 极细的超顺磁颗粒比单畴颗粒磁化率显著大, 单畴、假单畴、多畴颗粒对应的磁化率又逐渐增大[12, 24, 33, 34]。尽管磁性颗粒磁畴状态与颗粒粒径并非直接对应关系, 磁性颗粒也仅仅是全样沉积物中的小众组分, 但对于一个具体的研究对象而言, 磁畴状态统计学上可能主要对应着某一粒径范围, 磁化率与某些粒级颗粒含量也可能存在统计关系。QD189磁化率和沉积物粒度组分（或磁畴状态）之间存在明显对应关系的层段位于439~ 433 cm, 488~481 cm 以及579~548 cm, 这些层段磁化率对应着2~5 ϕ 粒级组分高含量（图4a, b）, 其中579~548 cm 层位还对应着ARM, ARM@20mT异常高值（图2h）。

剔除磁化率和2~5 ϕ 粒级异常高值后, 可进一步发现, 磁化率在481 cm以浅层段与2~5 ϕ 粒级组分含量、ARM、ARM@20mT表现出一致性变化, 这4个指标在层段808~488 cm内的变化一致性整体上较差。在481~0 cm深度内, 磁化率、2~5 ϕ 粒级含量, ARM, ARM@20mT变化一致性主要表现在（图2d, h, i）：这4个参数在深度479~304 cm自下而上都呈减小趋势, 370~260 cm层段磁化率和ARM, ARM@20mT变化都表现为一个谷型; 深度304~142 cm磁化率的峰谷基本上都对应着ARM, ARM@20mT的峰谷, 该层段2~5 ϕ 粒级组分含量除了峰谷与磁化率有较好对应外, 总体趋势也都表现为平稳波动; 142~0 cm层段2~5 ϕ 粒级组分含量, ARM, ARM@20mT都随深度减小趋于增大。在层段808~488 cm内, 磁化率、2~5 ϕ 粒级含量, ARM, ARM@20mT变化总体上一致性较差, 仅在579~548 cm层段一定程度上呈现相似性, 这些参数变化的不一致性表现在（图2a, c; 图2d, h）： ARM, 2~5 ϕ 粒级含量变化幅度比磁化率变化幅度大, 层段808~488 cm ARM变化幅度大体上保持了481~0 cm层段ARM变化幅度, 2~5 ϕ 粒级含量变化幅度甚至比481~0 cm层段2~5 ϕ 粒级含量变化幅度大, 然而, 808~488 cm层段的磁化率变化幅度比上覆层段磁化率变化幅度明显变小; 650~488 cm层段自下而上ARM逐渐增加、2~5 ϕ 粒级含量逐渐减小、磁化率基本平稳波动, 三者之间的变化趋势截然不同。

鉴于南海晚第四纪沉积物主要软磁性矿物[19~22], 2~5 ϕ 粒级的软磁性矿物应属于磁学中典型的多畴颗粒[12, 24, , 35~37], 而ARM, ARM@20mT主要表征的应是单畴颗粒含量[28]。层段481~0 cm、579~548 cm的磁化率与沉积物2~5 ϕ 粒级含量的对应关系似乎表明2~5 ϕ 粒级多畴颗粒是影响这些层段磁化率的重要组分, 但层段808~488 cm内磁化率和2~5 ϕ 粒级含量之间变化一致性差可能说明该层段2~5 ϕ 粒级磁性颗粒含量变化不是全样沉积物磁化率变化的主要原因。相对于2~5 ϕ 粒级磁性颗粒含量来说, 本文尚不易界定单畴颗粒对沉积物全样磁化率重要程度, 因为：①ARM, ARM@20mT大幅度变化并未对应着沉积物全样磁化率相应的大幅正相关变化, 例如, 579~548cm层段磁化率比481~488 cm, 433~439 cm层段磁化率小, 但579~548 cm层段ARM, ARM@20mT极端异常高值, 至少可以确定579~548 cm层段单畴颗粒异常高含量似乎不是磁化率峰值的主要原因; ②在481~0 cm深度内, ARM, ARM@20mT与磁化率变化一致性可以解释为单畴颗粒对该层段沉积物全样磁化率有重要贡献, 但该一致性也可能意味着单畴颗粒含量与主导沉积物全样磁化率的磁组分（例如2~5 ϕ 粒级多畴颗粒）含量仅是同步变化关系, 单畴颗粒磁化率对于全样磁化率来说也许贡献较小; ③在层段808~488 cm内, 磁化率与ARM, ARM@20mT变化总体上一致性较差, 表明单畴颗粒含量对沉积物全样磁化率贡献不占主导地位。

尽管界定QD189单畴颗粒对全样沉积物磁化率的贡献尚有很大不确定性, 但对于古环境研究来说, 单畴颗粒可能是重要磁组分。481~0 cm层段内ARM, ARM@20mT与磁化率、2, 5 ϕ 粒级的一致性变化表明单畴颗粒含量可能也记录了古环境变化; 上文已阐述的层段439~433 cm, 488~481 cm与层段579~548 cm的单畴颗粒相对含量方面差异较大, 这3个层段虽然火山喷发沉积物层段, 但579~548 cm层段ARM, ARM@20mT极端异常高值（图2h）可能意味着该层段相对其他2个层段可能更加富含单畴颗粒。

4.3 ARM与粒度的关系

ARM理论上尽管认为主要表示单畴颗粒含量[12, 24, 33], 但也包含更大磁学粒径颗粒的贡献, ARM@20mT可有效压制磁铁矿多畴颗粒对ARM的贡献[28], 假单畴颗粒对ARM的贡献可能一定程度上也被压制。就QD189而言, 峰值为20 mT的交变退磁可清洗掉该柱状样大部分样品ARM的30%~45%, 481~488 cm层段ARM甚至被清洗掉近60%, 因此理解ARM中多畴、假单畴颗粒的贡献情况很有必要。我们用ARM@20mT/ARM进一步探讨单畴颗粒相对含量变化, 认为ARM@20mT/ARM数值增大反映单畴颗粒占能携带剩磁颗粒总体中的相对含量增多。QD189 ARM@20mT/ARM随深度的变化趋势分四段, 即ARM@20mT/ARM自下而上在808~665 cm层段呈增大趋势、665~488 cm层段呈减小趋势、488~40 cm层段呈增大趋势、40~0 cm呈减小趋势（图2f）, ARM@20mT/ARM呈分阶段趋势性变化的特点表明沉积物中单畴颗粒含量相对于更粗颗粒含量变化具有阶段性。

将ARM@20mT/ARM变化和粒度组分含量进行对比, 一定程度上可揭示对ARM有贡献的磁性颗粒粒级组分。665~48 cm层段的ARM@20mT/ARM趋势性变化之上叠加的峰值（谷值）大多和9~12 ϕ 粒级含量峰值（谷值）相对应, 9~12 ϕ 粒级的软磁性矿物主要是假单畴、较细粒多畴颗粒[24, 38, 39], 因此9~12 ϕ 粒级假单畴、较细粒多畴颗粒对ARM的贡献也有一定贡献。此外, ARM@20mT/ARM在548~310 cm自下而上呈现出的先减小后增大的弧形变化特点（图2f）和6~9 ϕ 粒级含量变化趋势较为一致（图2g）, 对于软磁性矿物而言, 6~9 ϕ 粒级主要为多畴颗粒[24], 因此548~310 cm层段的6~9 ϕ 粒级多畴颗粒可能对ARM的贡献有一定贡献。然而, QD189 ARM中源自2~5 ϕ 粒级多畴颗粒的贡献应该较小, 因为2~5 ϕ 粒级组分含量（图2h）和ARM、ARM@20mT（图2g）变化之间的相似性较弱, 在548~310 cm层段, 2~5 ϕ 粒级含量与ARM@20mT/ARM的变化趋势甚至相反（图2i）。因此, 推测对QD189 ARM有重要贡献的磁性颗粒中, 除了包含主要单畴颗粒的贡献外, 可能还包含6~9 ϕ 多畴颗粒和9~12 ϕ 粒级的多畴、假单畴颗粒的贡献, 获得ARM后接受峰值为20 mT交变退磁的颗粒应该主要属于6~9 ϕ 、9~12 ϕ 粒级, ARM@20mT比ARM更加趋于真实地表示了单畴颗粒含量。

ARM可能还揭示了QD189部分火山灰层段之间磁组分差异性。被认为是火山喷发沉积层的733~713 cm、488~481 cm、439~433 cm层段以及QD189顶部层段的ARM@20mT/ARM都为谷值, 并且该谷值显著偏离ARM@20mT/ARM变化趋势, 说明这些层段富含多畴颗粒、相对贫单畴颗粒。形成对照的是, 同样被认为火山喷发沉积层段579~548 cm的ARM@20mT/ARM仍属正常值范围内, 这可能与ARM、ARM@20mT异常大有关, 结合该层段富含2~5 ϕ 粒级颗粒的特点, 推测579~548 cm层段既富含多畴颗粒, 又富含单畴颗粒。

4.4 颗粒物沉积后的混合作用

QD189磁化率峰值很多都对应着碎屑矿物丰度峰值, 或者对应着火山玻璃丰度峰值, 根据这些峰值的综合对比, 认为365~345 cm, 439~433 cm, 488~481 cm, 587-557 cm层段是火山喷发物质直接沉积的层位, 根据火山玻璃丰度峰值认定733~713 cm层段以及QD189顶部也是火山喷发物质直接沉积的层位。但是火山玻璃的分布不仅仅限于这些层位, QD189的火山玻璃分布广泛, 含火山玻璃层段占该柱状样总长度的74%, 还有一些磁化率峰值也没有被认定为火山活动记录, 上述现象是不是意味着QD189中还有直接沉积火山喷发物的层段未被识别出?有这种可能性, 但本文作者认为, QD189很多层位出现火山玻璃是生物扰动作用的结果, 有些磁化率峰值（如图4中的磁化率c峰）可能也与生物扰动有关。

火山喷发活动具有间歇性特点, 沉积在海底的火山喷发物质都是局限在一定厚度范围内的, 但生物扰动作用可以将原本已经沉积了的火山喷发物质向垂向邻近地层扩散[40~42]。生物扰动作用是海底表层沉积物中的普遍现象, 生物扰动作用通常发生在海水与沉积物界面之下几厘米至几分米[43~46], 这一厚度就是所谓的混合层, 原先混合层内沉积物被后来的沉积物覆盖而逐步脱离混合层, 后来的沉积物在混合层内经受生物扰动作用, 同时, 原先混合层内沉积物经受的生物扰动作用逐渐衰减至停止。生物扰动作用可能引起沉积物剩磁锁定（lock-in）效应[47]、地磁漂移记录失败[48]以及高频环境变化信号被过滤。

QD189顶部是火山喷发物质直接沉积层, 130~0 cm层段火山玻璃丰度随着深度增加有逐渐减小的趋势。火山玻璃丰度随着深度增加而减小趋势的层段还有层段643~587 cm, 808~733 cm, 其上覆沉积物分别是层段587~557 cm和733~713 cm层段, 而且这2个上覆层段被认为是火山喷发物质直接沉积层。365~345 cm层段是火山喷发物质直接沉积层, 火山玻璃丰度从峰值层位约355 cm深度处向上、向下均逐渐减小, 深度跨越422~225 cm（图4d）。上述火山玻璃丰度从一个富含火山玻璃层位向相邻层位逐渐较小的现象可能是火山玻璃生物扰动作用下被搬运的结果, 火山喷发物质具有强磁性、碎屑矿物丰度高、火山玻璃丰度高的特点, 如果不存在生物扰动作用或者颗粒物一旦沉积海底之后不再发生移动, 那么含火山喷发物质层段与其邻近沉积物在磁化率、碎屑矿物丰度、火山玻璃丰度变化趋势方面应表现为突变式的, QD189大部分被认定为火山喷发物质直接沉积层的层位的磁化率和碎屑矿物丰度具有这些特点。QD189火山玻璃丰度随深度衰减的层段并没有对应着高磁化率和高碎屑矿物丰度, 说明这些层段不是火山喷发物质直接沉积层, 这些层位的火山玻璃应源自邻近的火山喷发物质直接沉积层, 源沉积层位火山玻璃在生物扰动作用下向邻近沉积物发生迁移、扩散, 使得原本没有沉积火山玻璃的沉积物中出现了火山玻璃。与火山玻璃丰度变化趋势明显不同的是, 很少见到碎屑矿物丰度、重矿物丰度、轻矿物丰度（图4）随深度衰减的现象, 这可能暗示火山玻璃比其他碎屑矿物种类更易受到生物扰动作用影响, 也许暗示参与生物扰动作用的生物可能更加偏好吞食火山玻璃。

QD189磁化率峰值层段454~466 cm, 即图4a中磁化率c峰所在层段可能也与生物扰动有关。磁化率c峰超过45× 10-5, 在QD189磁化率序列中属于异常高值（图4a）, 然而, 该峰值层位所含碎屑矿物丰度仅为中等水平（图4c）; 虽然磁化率c峰层位含丰富的火山玻璃, 但磁化率c峰并没有对应着火山玻璃丰度峰值（图4d）。推测磁化率c峰相邻沉积物丰富的火山玻璃源自磁化率d峰和（或）b峰层位的火山玻璃, 生物扰动作用可将磁化率d峰层位火山玻璃向上搬运, 随着沉积作用的进行以及磁化率b峰对应的火山灰层形成, 生物扰动作用还可能使磁化率b峰层位火山玻璃向下搬运, 最终导致磁化率c峰深度附近沉积物富含火山玻璃。因此, 磁化率c峰层段可能不是火山喷发物质直接沉积层, 即该层段可能不是一次独立的火山活动记录。

5 结语

南海是古环境研究的重要区域, 但南海深海平原古海洋学研究程度很低, 磁学可能是南海深海平原古海洋学研究取得突破的关键方面之一, 本文通过综合分析粒度数、碎屑矿物丰度与磁化率、ARM之间的关系, 试图理解磁化率和ARM变化的部分机理。本次研究主要结论如下：

（1）QD189平均粒径较细, 6~9 ϕ 粒级是优势粒级组分, 但也含有重要的较粗粒级组分。该柱状样粒度组成以6 ϕ 为界限大体分为粗细两部分, 粗颗粒组分以2~5 ϕ 粒级为代表, 细颗粒组分以6~9 ϕ 粒级为代表。QD189粒度变化大体上以深度350 cm为界具有下层段颗粒粗且粒度变化大、上层段颗粒细且粒度变化小的特点。

（2）QD189大于45× 10-5的磁化率对应着2~5 ϕ 粒级沉积物高含量, 小于45× 10-5的磁化率在481 cm以浅层段与2~5 ϕ 粒级组分含量、ARM、ARM@20mT表现一致性变化, 2~5 ϕ 粒级软磁性多畴颗粒含量变化可能是这些层段磁化率变化的主要原因, 但本文尚不易界定单畴颗粒对沉积物全样磁化率的贡献程度。在层段808~488 cm内, 小于45× 10-5的磁化率与2~5 ϕ 粒级含量、ARM、ARM@20mT变化总体上一致性较差, 磁化率变化机制有待进一步研究。

（3）ARM主要反映软磁性矿物单畴颗粒含量的变化, 但某些粒级多畴颗粒、假单畴颗粒对ARM的贡献也不可忽略, ARM@20mT比ARM更加趋于真实地表示了单畴颗粒含量, ARM@20mT/ARM可反映单畴颗粒占能携带剩磁颗粒总体中的相对含量。9~12 ϕ 粒级软磁性假单畴、多畴颗粒矿物对665~48 cm层段的ARM可能有一定贡献, 其中, 层段548~310 cm的ARM中可能还有6~9 ϕ 粒级多畴颗粒的贡献。整体而言, 2~5 ϕ 粒级多畴颗粒对QD189的ARM贡献较小。

（4）综合分析磁化率、碎屑矿物丰度和（或）火山玻璃丰度异常峰值对应关系, 识别出QD189中6次火山活动记录, 火山活动喷发颗粒直接沉积层主要位于QD189近表层以及365~345 cm, 439~433 cm, 488~481 cm, 587~557 cm, 733~713 cm层段。439~433 cm和488~481 cm层段分别为火山灰层、局部含火山灰层, 这2层（含）火山灰层具有磁化率异常高、2~5 ϕ 粒级含量高、富含重矿物且更加富含轻矿物、富集多畴颗粒而相对贫单畴颗粒的特点。587~557 cm层段除了富含重矿物、更加富含轻矿物的特点外, 可能还极其富含单畴颗粒。365~345cm层段具有富含重矿物、贫轻矿物、磁化率中等偏大的特点。近表层和733~713cm层段在碎屑矿物丰度、磁化率、粒度组成方面未表现出异常, 其记录火山活动的地质属性有主要火山玻璃丰度分布推断得出。

（5）QD189中火山活动分布广泛, 暗示该柱状样普遍发生过生物扰动作用。火山玻璃直接沉积层下覆沉积物中火山玻璃丰度常随深度增加逐渐较小, 而365~345 cm层段上伏沉积物中火山玻璃丰度随深度减小呈减小趋势, 火山玻璃直接沉积层位上伏或下覆沉积物中出现火山玻璃的现象可能是源沉积层火山玻璃在生物扰动作用下从向垂向邻近沉积物发生迁移、扩散的结果。

The authors have declared that no competing interests exist.

参考文献
[1] Wang P, Prell W L, Blum P, et al. Proceedings of the Ocean Drilling Program, Initial Reports, 184[R/OL]. College Station, TX (Ocean Drilling Program). 2000. [2015-02-12]. http:∥www-odp.tamu.edu/publications/184_IR/184TOC.HTM. [本文引用:1]
[2] Liu Q, Jiang X, Xie S, et al. A gap in the Indo-Pacific warm pool over the South China Sea in boreal winter: Seasonal development and interannual variability[J]. Journal of Geophysical Research, 2004, 109: C7012, doi: 7010.1029/2003JC002179. [本文引用:1]
[3] Milliman J D, Meade R H. World-wide delivery of river sediment to the oceans[J]. Journal of Geology, 1983, 91: 1-21. [本文引用:1]
[4] Milliman J D, Syvitski J P M. Geomorphic/tectonic control of sediment discharge to the ocean: The importance of small mountainous rivers[J]. Journal of Geology, 1992, 100(5): 525-544. [本文引用:1]
[5] Wang Pinxian. Cenozoic deformation and history of sea-land interactions in Asia[J]. Earth Science—Journal of China University of Geosciences, 2005, 30(1): 1-18.
[汪品先. 新生代亚洲变形与海陆相互作用[J]. 地球科学——中国地质大学学报, 2005, 30(1): 1-18. ] [本文引用:1]
[6] Chen Ronghua, Xu Jian, Meng Yi, et al. Microorganisms and carbonate lysocline depth and CCD in surface sediment of the northeastern South China Sea[J]. Acta Sedimentologica Sinica, 2003, 25(2): 48-56.
[陈荣华, 徐建, 孟翊, 等. 南海东北部表层沉积中微体化石与碳酸盐溶跃面和补偿深度[J]. 海洋学报, 2003, 25(2): 48-56. ] [本文引用:1]
[7] Wang Yongjun, Chen Muhong, Lu Jun, et al. Distribution of calcareous nannofossils in surface sediments of South China Sea[J]. Journal of Tropical Oceanography, 2007, 26(5): 26-34.
[王勇军, 陈木宏, 陆钧, 等. 南海表层沉积物中钙质超微化石分布特征[J]. 热带海洋学报, 2007, 26(5): 26-34. ] [本文引用:1]
[8] Zhang Lanlan, Chen Muhong, Chen Zhong, et al. Distribution of calcium carbonate and its controlling factors in surface sediments of the South China Sea[J]. Earth Science—Journal of China University of Geosciences, 2010, 35(6): 891-898.
[张兰兰, 陈木宏, 陈忠, 等. 南海表层沉积物中的碳酸钙含量分布及其影响因素[J]. 地球科学——中国地质大学学报, 2010, 35(6): 891-898. ] [本文引用:1]
[9] Imbrie J, Hays J D, Martinson D G, et al. The orbital theory of Pleistocene climate: Support from a revised chronology of the marine δ18O record[M]∥Berger A, et al, eds. Milankovitch and Climate. Dordrecht: D. Reidel Publishing Company, 1984: 269-305. [本文引用:1]
[10] Martinson D G, Pisias N G, Hays J D, et al. Age dating and the orbital theory of the ice age: Development of a high-resolution 0 to 300, 000-year chronostratigraphy[J]. Quaternary Research, 1987, 27: 1-29. [本文引用:1]
[11] Verosub K L, Roberts A P. Environmental magnetism—Past, present, and future[J]. Journal of Geophysical Research, 1995, 100(B2): 2 175-2 192. [本文引用:1]
[12] Liu Q, Roberts A P, Larrasoaña J C, et al. Environmental magnetism: Principles and applications[J]. Reviews of Geophysics, 2012, 50: RG4002, doi: DOI:10.1029/2012RG000393. [本文引用:6]
[13] Tauxe L. Sedimentary records of relative paleointensity of the geomagnetic field: Theory and practice[J]. Reviews of Geophysics, 1993, 31(3): 319-354. [本文引用:3]
[14] Guyodo Y, Valet J. Global changes in intensity of the Earth’s magnetic field during the past 800kyr[J]. Nature, 1999, 399: 249-252. [本文引用:1]
[15] Ge Shulan, Shi Xuefa, Zhang Weibin. General review for methods of relative geomagnetic paleointensity study[J]. Marine Geology & Quaternary Geology, 2007, 27(2): 65-70.
[葛淑兰, 石学法, 张伟滨. 地磁场相对强度研究方法[J]. 海洋地质与第四纪地质, 2007, 27(2): 65-70. ] [本文引用:1]
[16] Tauxe L. Lectures in Paleomagnetism[M/OL]. 2005. [2015-01-10]. http:∥earthref.org/MAGIC/books/Tauxe/2005/. [本文引用:3]
[17] Liu Qingsong, Deng Chenglong. Magnetic susceptibility and its environmental significances[J]. Chinese Journal of Geophysics, 2009, 52(4): 1 041-1 048.
[刘青松, 邓成龙. 磁化率及其环境意义[J]. 地球物理学报, 2009, 52(4): 1 041-1 048. ] [本文引用:1]
[18] Zhang Jiangyong, Gao Hongfang, Peng Xuechao, et al. Magnetic susceptibility comparison of late Quaternary sediment derived from slopes in the South China Sea and implication for paleoceanography[J]. Marine Geology & Quaternary Geology, 2010, 30(4): 151-164.
[张江勇, 高红芳, 彭学超, 等. 南海陆坡晚第四纪沉积物磁化率的对比及其古海洋学意义[J]. 海洋地质与第四纪地质, 2010, 30(4): 151-164. ] [本文引用:1]
[19] Kissel C, Laj C, Clemens S, et al. Magnetic signature of environmental changes in the last 1. 2 My at ODPSite 1146, South China Sea[J]. Marine Geology, 2003, 201: 119-132. [本文引用:2]
[20] Yang X, Heller F, Wu N, et al. Geomagnetic paleointensity dating of South China Sea sediments for the last 130 kyr[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2009, 284: 258-266. [本文引用:1]
[21] Yang Xiaoqiang, Li Huamei, Zhou Yongzhang. Magnetic susceptibility oscillation and unstable climate events of core NS93-5 from South China Sea[J]. Marine Geology & Quaternary Geology, 2002, 22(1): 31-36.
[杨小强, 李华梅, 周永章. 南海南部NS93-5 孔沉积物磁化率特征及其对全球气候变化的记录[J]. 海洋地质与第四纪地质, 2002, 22(1): 31-36. ] [本文引用:1]
[22] Yang Xiaoqiang, Zhou Wenjuan, Gao Fanglei, et al. Remanence magnetic records from recent 130 000 years in sediments of Nansha area, South China Sea[J]. Marine Geology & Quaternary Geology, 2006, 26(1): 59-66.
[杨小强, 周文娟, 高芳蕾, 等. 近13万年来南沙沉积物中的剩磁记录[J]. 海洋地质与第四纪地质, 2006, 26(1): 59-66. ] [本文引用:2]
[23] Day R, Fuller M, Schmidt V A. Hysteresis properties of titanomagnetites: Grain-size and compositional dependence[J]. Physics of the Earth and Planetary Interiors, 1977, 13: 260-267. [本文引用:1]
[24] Butler R F, Banerjee S K. Theoretical single domain grain-size range in magnetite and titanomagnetite[J]. Journal of Geophysical Research, 1975, 80: 4 049-4 058. [本文引用:6]
[25] Maher B A.  Magnetic properties of some synthetic sub-micron magnetites[J]. Geophysical Journal, 1988, 94(1): 83-96. [本文引用:1]
[26] Hunt C P, Banerjee S K, Han J M, et al. Rock-magnetic proxies of climate change in the loess-paleosol sequences of the western loess plateau of China[J]. Geophysical Journal of International, 1995, 123: 232-244. [本文引用:1]
[27] Wiesner M G, Wetzel A, Catane S G, et al. Grain size, area thickness dist ribution and controls on sedimentation of the 1991 Mount Pinatubo tephra layer in the South China Sea[J]. Bulletin of Volcanology, 2004, 66: 226-242. [本文引用:1]
[28] Liu Q S, Yu Y J, Pan Y X, et al. Partial Anhysteretic Remanent Magnetization (pARM) of synthetic single- and multi-domain magnetites and its paleoenvironmental significance[J]. Chinese Science Bulletin, 2005, 50(20): 2 381-2 384. [本文引用:3]
[29] Wei K,  Lee T, Shipboard Scientific Party of IMAGES. Late Pleistocene volcanic ash layers in core MD972142, Offshore from northwestern Palawan, South China Sea: A preliminary report[J]. TAO, 1998, 9(1): 143-152. [本文引用:2]
[30] Ge Shulan, Shi Xuefa, Wu Yonghua, et al. The rock magnetic behavior of gravity core CSH1 from the northern Okinawa Trough and the effect of early diagenesis[J]. Acta Oceanologica Sinica, 2005, 27(6): 56-64.
[葛淑兰, 石学法, 吴永华, 等. 冲绳海槽北部CSH1孔岩石磁学特征及其早期成岩作用的影响[J]. 海洋学报, 2005, 27(6): 56-64. ] [本文引用:1]
[31] Li Ping, Li Peiying, Xu Xingyong, et al. Environmental magnetism record of volcano ejecting events in the middle Okinawa Trough[J]. Acta Oceanologica Sinica, 2008, 30(1): 100-104.
[李萍, 李培英, 徐兴永, 等. 冲绳海槽中部火山事件的环境磁学记录[J]. 海洋学报, 2008, 30(1): 100-104. ] [本文引用:1]
[32] Chen Guocheng, Zheng Hongbo, Li Jianru, et al. Sedimentary records of volcanic activities in the South China sea over the past 480 ka[J]. Marine Geology & Quaternary Geology, 2007, 27(4): 69-76.
[陈国成, 郑洪波, 李建如, 等. 48万年来南海及周边地区火山喷发作用的沉积学记录[J]. 海洋地质与第四纪地质, 2007, 27(4): 69-76. ] [本文引用:1]
[33] King J, Banerjee S K, Marvin J, et al. A comparison of different magnetic methods for determining the relative grain size of magnetite in natural materials: Some results from lake sediments[J]. Earth and Planetary Science Letters, 1982, 59: 404-419. [本文引用:2]
[34] Dearing J A, Dann R J L, Hay K, et al. Frequency-dependent susceptibility measurements of environmental materials[J]. Geophysical Journal International, 1996, 124(1): 228-240. [本文引用:1]
[35] Butler R F. Paleomagnetism: Magnetic Domains to Geologic Terranes[M]. Massachussetts: Blackwell Scientific Publications, 1992. [本文引用:1]
[36] Evans M E, Heller F. Environmental Magnetism: Principles and Applications of Enviromagnetics[M]. San Diego, California: Academic Press, 2003. [本文引用:1]
[37] Xia Dunsheng, Ma Jianying, Wang Guan, et al. Environmental magnetism concepts and their applications to environmental studies in arid regions, Northwest China[J]. Earth Science Frontiers, 2006, 13(3): 168-179.
[夏敦胜, 马剑英, 王冠, 等. 环境磁学及其在西北干旱区环境研究中的问题[J]. 地学前缘, 2006, 13(3): 168-179. ] [本文引用:1]
[38] Williams W,  Dunlop D J. Simulation of magnetic hysteresis in pseudo-single-domain grains of magnetite[J]. Journal of Geophysical Research, 1995, 100(B3): 3 859-3 871. [本文引用:1]
[39] Butler R F, Banerjee S K. Theoretical single-domain grain size range m magnetite and titanomagnetite[J]. Journal of Geophysical Research, 1975, 80: 4 049-4 058. [本文引用:1]
[40] Derkachev A N, Nikolaeva N A, Gorbarenko S A, et al. Characteristics and ages of tephra layers in the central Okhotsk Sea over the last 350 kyr[J]. Deep-Sea Research II: Topical Studies in Oceanography, 2012, 61/64: 179-192. [本文引用:1]
[41] Aksu A E, Jenner G, Hiscott R N, et al. Occurrence, stratigraphy and geochemistry of Late Quaternary tephra layers[J]. Marine Geology, 2008, 252: 174-192. [本文引用:1]
[42] Ton-That T, Singer B, Paterne M. 40Ar-39Ar dating of latest Pleistocene (41 ka) marine tephra in the Mediterranean Sea[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2001, 184: 645-658. [本文引用:1]
[43] Archer D, Maier-Reimer E. Effect of deep-sea sedimentary calcite preservation on atmospheric CO2 concentration[J]. Nature, 1994, 367: 260-263. [本文引用:1]
[44] Wenzhofer F, Adler M, Kohls O, et al. Calcite dissolution driven by benthic mineralization in the deep-sea: In situ measurements of Ca2+, pH, pCO2 and O2[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2001, 65: 2 677-2 690. [本文引用:1]
[45] Jahnke R A, Jahnke D B. Calcium carbonate dissolution in deep sea sediments: Reconciling microelectrode, pore water and benthic flux chamber results[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2004, 68: 47-59. [本文引用:1]
[46] Jourabchi P, Meile C, Pasion L R, et al. Quantitative interpretation of pore water O2 and pH distributions in deep-sea sediments[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2009, 72: 1 350-1 364. [本文引用:1]
[47] Verosub K L. Depositional and postdepositional processes in the magnetization of sediments[J]. Reviews of Geophysics and Space Physics, 1977, 15(2): 129-143. [本文引用:1]
[48] Robertsa A P, Winklhoferb M. Why are geomagnetic excursions not always recorded in sediments? Constraints from post-depositional remanent magnetization lock-in modelling[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2004, 227: 345-359. [本文引用:1]