0.   引言

东亚冬季风（East Asian winter monsoon，简称EAWM）对东亚和西太平洋地区的气候与环境变化具有重要影响，其不同时间尺度变化特征和驱动机制及未来变化趋势吸引了广泛的关注（An et al.，2015）.菲律宾海是西太平洋最大的边缘海，位于东亚冬季风的下风向，是冬季风携带亚洲内陆风尘的重要汇区，接收的风尘组分对亚洲内陆气候变化响应十分敏感，记录了源区气候干湿程度和冬季风强度变化等信息，为研究边缘海沉积物源‒汇过程、亚洲内陆干旱化和东亚季风演化等科学问题提供了理想的地质档案（Wan et al.，2012）.

过去几十年来，国内外学者利用黄土‒古土壤序列、海洋沉积物等地质载体对不同时间尺度下的亚洲内陆干旱化和东亚冬季风演化历史进行了大量的研究（Sun et al.，2006；Wan et al.，2007；Huang et al.，2023）.然而，不同代理指标揭示的东亚冬季风在不同时间尺度的变化及驱动机制仍存在争议（Huang et al.，2023）.菲律宾海多个钻孔的风尘记录揭示了中、晚更新世以来亚洲内陆风尘源区干湿程度和东亚冬季风强度的演变过程（Xu et al.，2013；丁怡等，2023），仅少数沉积记录可以追溯到早更新世甚至更早（Jiang et al.，2019；王晨等，2020）.菲律宾海大部分地区位于碳酸盐补偿深度以下，沉积速率较低，且普遍缺乏钙质生物化石，严重制约了深海区沉积物可靠年龄框架的建立（Ming et al.，2014）.磁性地层学是建立第四纪长时间尺度年代框架最主要的手段之一，可以为缺少放射性同位素定年材料的菲律宾海深海沉积序列提供可靠的年龄框架（Yi et al.，2022）.近年来，前人在西菲律宾海盆陆续报道了多个钻孔的磁性地层学结果（王晨等，2020；Yao et al.，2021；Yi et al.，2022），但西菲律宾海盆海底地形复杂，需要更多钻孔来建立可靠的地层年代框架.此外，沉积物中磁性矿物的形成、搬运、沉积和后期改造均受气候和环境变化过程的控制，应用岩石磁学手段识别磁性矿物种类、含量和粒径等特征，可以提取沉积物来源、沉积环境等信息，进而反演气候环境变化（Thompson and Oldfield，1986）.前人利用环境磁学参数重建了西太平洋地区晚第四纪以来亚洲内陆风尘输入、东亚冬季风活动强度变化及对气候变化的响应（侯啸林等，2022），但第四纪长时间尺度的磁学记录非常匮乏，严重制约了该地区第四纪沉积物源‒汇过程、东亚冬季风演变等科学问题的研究.

本文通过对西菲律宾海盆东部新近获取的QYZ01孔柱状样沉积物开展详细的岩石磁学和古地磁学研究，建立第四纪磁性地层年代框架，利用磁学参数指标探讨磁性矿物的来源、亚洲内陆风尘输入、东亚冬季风强度演变过程，以期为菲律宾海地区第四纪古气候变化的研究提供新的认识.

1.   区域地质背景

菲律宾海位于菲律宾板块之上，四周被一系列活跃的俯冲带和岛弧包围（Yan et al.，2022）（图 1）.西菲律宾海盆是位于菲律宾板块内部已经停止活动的弧后盆地，经历了从早始新世到早渐新世的盆地扩张过程（Yan et al.，2022）.西菲律宾海盆平均水深达5 500~6 000 m，大部分低于碳酸盐补偿深度（Yi et al.，2022）.西菲律宾海盆表层环流主要受北赤道流‒黑潮‒棉兰老流的影响，北赤道流自东向西在菲律宾东岸分叉为北向流动的黑潮和南向流动的棉兰老流（Toole et al.，1990）；深层环流在西菲律宾海盆北部和南部分别形成反气旋和气旋式环流（Kawabe and Fujio，2010）.西菲律宾海盆地区受东亚季风影响明显，冬季盛行干冷的西北和东北季风，夏季盛行暖湿的南风和西南风（Jia et al.，2018）.

图  1  菲律宾海地理位置、环流体系（a）与研究钻孔位置（b）

改自Kawabe and Fujio（2010）、Jia et al.（2018）、Yi et al.（2022）

Fig.  1.  Schematic map showing the geographical settings, subduction zone, regional circulation patterns (a), and core locations (b) in the Philippine Sea

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2.   材料与方法

2.1   样品采集

QYZ01孔（地理坐标：134.01°E，17.05°N；水深5 510 m）位于菲律宾海九州‒帕劳海脊西侧的西菲律宾海盆内（图 1），由中国地质调查局青岛海洋地质研究所于2022年使用重力柱状取样器获取.QYZ01孔岩心全长512 cm，由红褐色远洋黏土组成，没有明显的沉积间断、结构分层和生物扰动.在实验室将QYZ01孔岩心纵向剖开，依次排列，进行拍照、岩心描述和样品分样.在岩心新鲜面上使用2 cm×2 cm×2 cm的无磁立方体塑料盒进行连续定向取样，采样间距为2 cm，获得古地磁样品256块.另外，在钻孔不同深度处采集10件代表性沉积物样品用于磁滞回线等岩石磁学测试.样品磁学测试在中国科学院地球环境研究所环境磁学实验室完成.

2.2   磁学测试

QYZ01孔古地磁样品在称取质量后依次完成下列磁学测试：（1）使用Bartington MS2型磁化率仪分别测量高、低频体积磁化率（4.7 kHz和0.47 kHz），进行质量归一化获得质量磁化率χ_hf和χ_lf，计算频率磁化率百分含量χ_fd（%）；（2）使用MFK1-A卡帕桥磁化率仪测量磁化率各向异性；（3）使用2G-755R岩石超导磁力仪以2~10 mT的步长（共16步）从0 mT（NRM）到80 mT对样品进行系统的逐步交变退磁和剩磁测量；（4）完成交变退磁后，利用D-2000型交变退磁仪对样品施加100 mT的交变磁场并叠加0.05 mT微弱直流磁场，使用JR-6A旋转磁力仪测得非磁滞剩磁（ARM），并经质量归一化及直流场归一化后，获得非磁滞剩磁磁化率（χ_ARM）；（5）使用DPM1脉冲磁化仪对样品施加1 T外加磁场，并使用JR-6A旋转磁力仪测量饱和等温剩磁（SIRM），然后对样品施加反向300 mT的磁场，测量其反向IRM，即IRM_{-300 mT}.定义S_-ratio =IRM_{-300 mT}/SIRM，HIRM=（SIRM+IRM_{-300 mT}）/2.所有样品的剩磁测量均在磁屏蔽空间（< 300 nT）内完成.

将QYZ01孔10件不同深度处代表性沉积物样品低温烘干后均匀磨成粉末状，分别进行磁化率随温度变化曲线（κ-T曲线）、磁滞回线（LOOP）和一阶反转曲线（FORC图）测量.κ-T曲线测试使用MFK1-A卡帕桥磁化率仪和配套的CS-3温度控制系统完成.LOOP和FORC测量使用MicroMag3900振动磁力仪完成，最大外加磁场为±1.5 T.

3.   结果

3.1   磁性矿物种类

κ-T曲线中不同类型磁性矿物的居里温度变化特征可用于判别磁性矿物的种类（刘青松和姜兆霞，2024）.QYZ01孔代表性样品的κ-T曲线显示（图 2a~2c），所有样品加热至约580 ℃时，磁化率急剧降低，表明样品的载磁矿物主要为磁铁矿；部分样品的磁化率继续加热到约680 ℃才降到接近零值，指示样品中可能存在赤铁矿.在冷却过程中，磁化率在580~400 ℃之间急剧增大，表明样品在加热过程中生成了大量的磁铁矿（姜兆霞等，2011）.大部分样品（8/10）的冷却曲线高于加热曲线，表明样品在加热过程中生成了强磁性矿物；而少量样品（2/10）的冷却曲线低于加热曲线，指示部分不稳定强磁性矿物在加热过程中转化为弱磁性矿物.

图  2  QYZ01孔典型沉积物样品岩石磁学结果

a~c. 磁化率随温度变化曲线，红色、蓝色曲线分别为加热和冷却曲线；d~f. 顺磁矫正后的磁滞回线；g~i. 一阶反转曲线图

Fig.  2.  Rock magnetic results of typical samples of core QYZ01 sediments

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不同种类的磁性矿物具有不同的磁滞特征，根据磁滞回线的形态和闭合特征可以较好地判别磁性矿物的种类（Thompson and Oldfield，1986）.经过顺磁校正后的QYZ01孔样品磁滞回线结果显示（图 2d~2f），所有样品的磁滞回线在300 mT左右已完全闭合，回线形态均表现为狭长型，矫顽力介于10~16 mT，表明样品中磁性矿物以低矫顽力的单畴亚铁磁性矿物（如磁铁矿等）为主.

磁化率（χ_lf）与饱和等温剩磁（SIRM）的关系可以反映磁性矿物类型或判断磁性矿物颗粒的大小（王双和王永红，2016）.对于低矫顽力磁性矿物的SIRM/χ_lf（如磁黄铁矿）多集中在100 kA/m，胶黄铁矿集中在40~90 kA/m，而磁铁矿通常小于40 kA/m（Maher，2007）.QYZ01孔样品的SIRM/χ_lf介于16.65~28.89 kA/m之间，平均23.85 kA/m，指示样品的载磁矿物主要为磁铁矿.

S_-ratio反映样品中低矫顽力的亚铁磁性矿物与高矫顽力的不完整反铁磁性矿物的相对比例，S_-ratio越接近于1，指示亚铁磁性矿物占主导（刘青松和姜兆霞，2024）.QYZ01孔样品的S_-ratio值介于0.89~0.99（图 4i），平均值为0.93，绝大部分都在0.9以上，表明样品以低矫顽力的亚铁磁性矿物（磁铁矿/磁赤铁矿）为主，同时存在少量高矫顽力的不完整反铁磁性矿物（赤铁矿/针铁矿）.

图  3  QYZ01孔磁学参数χ_lf与SIRM（a）、χ_lf与χ_ARM（b）、SIRM与χ_ARM相关性分析（c）和Dearing图（d）

蓝色圆圈、橙色圆圈、绿色圆圈和紫色圆圈分别表示QYZ01孔0~122 cm、122~190 cm、190~352 cm和352~512 cm深度段的样品

Fig.  3.  Correlation diagrams of χ_lf and SIRM (a), χ_lf and χ_ARM (b), SIRM and χ_ARM (c), and Dearing plots (d) of the samples from the core QYZ01 sediments

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图  4  QYZ01孔沉积物磁学参数随深度变化曲线

Fig.  4.  Variations of magnetic parameters with depth for the sediments of the QYZ01 core

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3.2   磁性矿物含量

χ_lf、χ_ARM、SIRM可以反映沉积物中磁性矿物特别是亚铁磁性矿物（如磁铁矿）的富集程度，其中，χ_lf通常反映样品中磁性矿物的总体含量，χ_ARM指示稳定单畴亚铁磁性矿物的含量，SIRM不受顺磁性和抗磁性矿物的影响，主要指示亚铁磁性矿物和不完整反铁磁性矿物的贡献（刘青松和姜兆霞，2024）.QYZ01孔的χ_lf变化范围介于4.94×10^-7~14.88×10^-7 m³/kg，平均值为7.56×10^-7 m³/kg，表明沉积物中磁性矿物含量总体较高；SIRM介于12.21×10^-3~25.81×10^-3 Am²/kg，平均值为17.84×10^-3 Am²/kg，指示亚铁磁性矿物含量较高；χ_ARM变化范围介于7.98×10^-6~20.2×10^-6 m³/kg，平均值为13.73×10^-6 m³/kg，表明细颗粒的亚铁磁性矿物对磁化率的贡献程度较高.χ_lf与SIRM、χ_ARM与χ_lf、SIRM与χ_ARM在0~122 cm、122~190 cm和352~512 cm深度段均表现出显著的正相关，在190~ 352 cm深度段的正相关性较好（图 3a~3c），表明亚铁磁性矿物主导着QYZ01孔沉积物的磁性特征.

HIRM可以指示高矫顽力的不完整反铁磁性矿物（如赤铁矿、针铁矿）的绝对含量（刘青松和姜兆霞，2024）.QYZ01孔沉积物的HIRM值介于0.09×10^-4~12.5×10^-4 Am²/kg，平均值为6.14×10^-4 Am²/kg，表明样品中不完整反铁磁性矿物含量较低.

3.3   磁性矿物粒径

磁性矿物粒径可以通过磁畴状态进行划分，由粗到细通常可分为多畴（MD）、准单畴（PSD）、稳定单畴（SSD）和超顺磁（SP）颗粒（Thompson and Oldfield，1986）.磁学比值参数χ_ARM/χ_lf和χ_ARM/SIRM常被用于指示磁性矿物颗粒大小的变化，高值反映较细的单畴（SD）颗粒占主导，低值指示较粗的准单畴和多畴颗粒占主导（刘青松和姜兆霞，2024）.QYZ01孔样品的χ_ARM/χ_lf和χ_ARM/SIRM随深度变化一致（图 4e~4f），χ_ARM/χ_lf介于12.06~21.28，χ_ARM/SIRM介于5.81×10^-4~10.78×10^-4 m/A，绝大多数样品的χ_ARM/χ_lf > 10且χ_ARM/SIRM > 60×10^-5 m/A，表明磁性矿物颗粒以单畴‒准单畴颗粒为主（王双和王永红，2016）.

FORC图主要反映样品中磁性颗粒的矫顽力分布和颗粒间的相互作用信息，可以有效区分磁性矿物粒径（秦华锋等，2008）.QYZ01孔代表性样品的FORC图结果显示（图 2g~2i），所有样品的矫顽力分布在100 mT以内，表现为沿B_c轴延伸的闭合等值线，中心矫顽力值为10~20 mT，指示单畴颗粒的贡献；外部等值线沿B_u轴的垂直分布大于40 mT，指示样品含有准单畴颗粒；左下部等值线与B_u轴近似平行，表明样品中可能含有超顺磁颗粒（梁潇等，2021）.因此，QYZ01孔磁性矿物以单畴颗粒为主，也有准单畴和超顺磁颗粒.

频率磁化率百分含量（χ_fd）可以反映沉积物中SP颗粒的比例，一般认为χ_fd < 5%的样品中含有少量的SP颗粒；5%≤χ_fd≤10%的样品中含有较高比例的SP颗粒；10% < χ_fd < 14%的样品中SP颗粒占据主导（Dearing，1999）.QYZ01孔样品的χ_fd变化范围为1.51%~12.07%，平均值为5.2%，指示样品中存在一定数量的超顺磁颗粒.

利用χ_ARM/SIRM和χ_fd作为参数的Dearing图可以进一步有效区分不同磁畴的磁性颗粒大小（Dearing et al.，1997）.QYZ01孔沉积物样品的Dearing图结果显示（图 3d），大部分样品（211/256）位于粗颗粒的SSD区域内，少量样品（45/256）位于细粒的SSD区域内，主要为190~352 cm深度段的样品，表明磁性颗粒主要为SSD颗粒，特别是以粗颗粒的SSD颗粒为主.χ_fd分布范围介于1.51%~12.07%，显示超顺磁颗粒的含量在沉积物中存在一定变化.SP颗粒在磁性矿物中所占的比例主要介于10%~50%，粗粒SSD颗粒对磁性的贡献约为50%~90%.Dearing图指示磁性颗粒较粗且相对集中，超顺磁颗粒作用较小.

3.4   磁学参数随深度变化

西菲律宾海盆QYZ01孔沉积物主要磁学参数随深度变化曲线如图 4所示.根据χ_lf、χ_ARM、SIRM随深度变化特征将QYZ01孔以352 cm、190 cm和122 cm为界自下而上分为A、B、C、D四段（图 4）.

A段（512~352 cm）：χ_lf（均值6.39×10^-7 m³/kg）、χ_ARM（均值11.77×10^-6 m³/kg）、SIRM（均值15.07×10^-3 Am²/kg）值均处于整个岩心的低值，三个参数随深度变化一致，整体向上减小，并伴随小幅波动，显示沉积物中磁性矿物含量相对较低，整体向上减少.χ_ARM/χ_lf、χ_ARM/SIRM向上呈减小趋势，表明磁性矿物颗粒向上逐渐变粗.SIRM/χ_lf介于21.3~25.5 kA/m，平均值23.7 kA/m，指示样品中的载磁矿物主要为亚铁磁性的磁铁矿、胶黄铁矿或磁赤铁矿.χ_fd变化范围介于1.69%~7.16%，均值4.09，表明超顺磁颗粒含量较少.HIRM（2.02×10^-4~6.61×10^-4 Am²/kg，均值4.37×10^-4 Am²/kg）向上逐渐增大，而S_-ratio（0.91~0.97，均值0.94）呈反向变化趋势，表明沉积物中亚铁磁性矿物含量占主导，不完整反铁磁性矿物（如赤铁矿、针铁矿）含量较低，但向上增多.

B段（352~190 cm）：该段主要磁学参数随深度波动较为剧烈，分段变化特征明显，自下而上可进一步分为B1（352~268 cm）、B2（268~222 cm）、B3（222~190 cm）三个亚段.在A/B1段、B1/B2段和B2/B3段分界处，χ_lf、χ_ARM、SIRM值均急剧或迅速增大，表明沉积物中亚铁磁性矿物含量快速增加.χ_ARM/SIRM在A/B1段界线处急剧增大，χ_ARM/χ_lf和χ_ARM/SIRM在B1/B2段界线处则急剧减小，表明沉积物中磁性矿物颗粒粒径在A/B1段、B2/B3段界线处快速变细，在B1/B2段界线处急剧变粗.B1/B2段界线处附近的χ_lf和SIRM显著增大，而反映磁性矿物粒径的χ_ARM/χ_lf、χ_ARM/SIRM却显著减小，这可能与该段沉积物存在较多的超顺磁颗粒有关.

B1亚段（352~268 cm）：χ_lf（均值8.9×10^-7 m³/kg）、χ_ARM（均值16.58×10^-6 m³/kg）、SIRM（均值17.43×10^-3 Am²/kg）值向上逐渐减小并在顶部快速增大，表明亚铁磁性矿物含量较高，并向上逐渐减少然后在顶部快速增加.χ_fd（均值6.52%）向上增大，表明沉积物中超顺磁颗粒含量较多并向上增多.χ_ARM/χ_lf、χ_ARM/SIRM向上先减小后增大再急剧减小，指示磁性矿物颗粒先变粗后变细再急剧变粗的变化特征.SIRM/χ_lf介于16.98~21.06 kA/m，平均值19.62 kA/m.HIRM平均值6.99×10^-4 Am²/kg；S_-ratio平均值0.92，表明样品中亚铁磁性矿物含量占主导，超顺磁颗粒也较多.

B2亚段（268~222 cm）：χ_lf（均值8.89×10^-7 m³/kg）、χ_ARM（均值16.15×10^-6 m³/kg）、SIRM（均值17.98×10^-3 Am²/kg）值向上变化趋势与B1段相似.χ_fd（均值7.23%）向上减少，表明超顺磁颗粒含量较多并向上减小.χ_ARM/χ_lf、χ_ARM/SIRM向上先增大后减小，表明磁性矿物颗粒向上先变细再变粗.SIRM/χ_lf介于16.55~22.87 kA/m，平均值20.5 kA/m.HIRM介于0.09×10^-4~12.44×10^-4 Am²/kg，平均值6.67×10^-4 Am²/kg；S_-ratio介于0.88~0.99，平均值0.93，表明亚铁磁性矿物含量增多并占主导.

B3亚段（222~190 cm）：χ_lf（均值7.89×10^-7 m³/kg）、χ_ARM（均值15.05×10^-6 m³/kg）、SIRM（均值18.64×10^-3 Am²/kg）值向上逐渐减小.χ_fd（均值6.85%）表明超顺磁颗粒含量较多并向上减少.χ_ARM/χ_lf、χ_ARM/SIRM向上减小，表明磁性矿物粒径逐渐变粗.SIRM/χ_lf介于22.45~26.34 kA/m，平均值23.8 kA/m.HIRM介于4.08×10^-4~7.65×10^-4 Am²/kg，平均值6.01×10^-4 Am²/kg，S_-ratio介于0.93~0.96，平均值0.94.

C段（190~122 cm）：χ_lf（均值7.21×10^-7 m³/kg）、χ_ARM（均值13.08×10^-6 m³/kg）、SIRM（均值18.69×10^-3 Am²/kg）值在岩心中较高，向上逐渐减小，指示亚铁磁性矿物含量总体较高.χ_ARM/χ_lf、χ_ARM/SIRM向上呈减小趋势，表明磁性矿物粒径逐渐变粗.SIRM/χ_lf介于25.07~26.57 kA/m，平均值25.87 kA/m.χ_fd平均值4.89%，向上逐渐减小，指示超顺磁颗粒含量较少并向上减少.HIRM介于0.92×10^-4~8.66×10^-4 Am²/kg，平均值6.35×10^-4 Am²/kg，向上呈增大趋势，而S_-ratio介于0.92~0.99，平均值0.93，表明超顺磁颗粒较少，不完整反铁磁性矿物（如赤铁矿、针铁矿）含量较低，但向上呈增加趋势.

D段（122~0 cm）：χ_lf（均值7.73×10^-7 m³/kg）、χ_ARM（均值13.45×10^-6 m³/kg）、SIRM（均值20. 98×10^-3 Am²/kg）值在岩心中较高，随深度变化一致，指示亚铁磁性矿物含量较高.χ_ARM/χ_lf、χ_ARM/SIRM波动频繁，指示磁性矿物粒径频繁波动.SIRM/χ_lf介于26.0~28.9 kA/m，平均值27.17 kA/m，向上呈减小趋势.χ_fd介于1.85%~8.60%，平均值4.71.HIRM介于0.28×10^-4~11.41×10^-4 Am²/kg，平均值7.57×10^-4 Am²/kg，向上呈增大趋势，而S_-ratio介于0.9~0.99，平均值0.93，表明磁性矿物以亚铁磁性矿物为主，不完整反铁磁性矿物含量较低，但向上呈增加趋势.

3.5   磁化率各向异性结果

磁化率椭球主轴方向的等面积投影图显示，QYZ01孔大部分样品的磁化率最大轴（K₁）倾角近似平行层面，磁化率最小轴（K₃）以倾角近似于垂直于最大轴（K₁）和中间轴（K₂）位于的层面集中分布（图 5a），指示沉积物正常的沉积方向.少量样品的K₃倾角在投影面上散乱分布，指示原始沉积状态受到扰动或非正常的沉积过程.其中，顶部28 cm样品的K₃倾角偏小，这可能与取样过程中受到一定程度的压实作用或扰动有关.F-L图、F-Pj图和Pj-T图显示（图 5b~5d），磁面理（F）较磁线理（L）更为发育；磁化率各项异性度（Pj）与F线性相关，相关系数为R²=0.6；所有样品的各向异性度（Pj）介于1.001~1.031，大部分样品（152/256）扁平率（T） > 0.上述特征表明QYZ01孔样品的磁性颗粒以压扁形为主，并存在一定数量的拉长形磁性颗粒，表明沉积物具有正常的沉积组构，沉积序列适合开展磁性地层学研究.

图  5  QYZ01孔沉积物磁化率各项异性特征

a. 磁化率各向异性主轴方向的等面积投影图；b. L-F图；c. Pj-F图；d. Pj-T图

Fig.  5.  Anisotropy of magnetic susceptibility characteristics for all samples of the QYZ01 core

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3.6   古地磁结果

交变退磁结果显示，QYZ01孔大部分样品在退磁场达到20 mT后即可消除次生粘滞剩磁，获得稳定的特征剩磁（ChRM）（图 6）.在交变场达到80 mT时，绝大部分样品的剩磁强度均退到自然剩磁的25%以下，剩磁方向稳定地趋向原点，记录了原生剩磁的方向.因此，本文使用PaleoMag软件包对分离出的ChRM进行主成分分析（Jones，2002），在20~80 mT区间选取至少4个连续的剩磁分量进行拟合，并通过最小二乘法拟合计算得到样品的特征剩磁方向，最大角偏差（MAD）控制在15°以下.最终，QYZ01孔沉积序列获得具有稳定特征剩磁的254个数据点.

图  6  QYZ01孔典型沉积物样品退磁正交矢量投影图与归一化剩磁强度衰减图

退磁正交矢量投影图中的蓝色和红色圆圈分别代表水平投影和垂直投影

Fig.  6.  Orthogonal vector plots and remanence decay curves of representative specimens from the QYZ01 core

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QYZ01孔岩心在取样时未进行水平定向，因此仅使用磁倾角数据构建地磁极性柱.为消除样品切割过程中对管状岩心两端可能造成的影响，对每段岩心两端的古地磁数据点进行舍弃，一般舍弃不超过3个数据点.结合磁化率各向异性测试结果，进一步将K₃倾角小于60°的样品的古地磁数据点进行剔除.在本研究中，每个极性段被严格定义为至少包括两个具有相同极性的连续数据点.根据获得的稳定特征剩磁将QYZ01孔的磁极性序列划分为8个磁极性区间，4个正极性段（N1~N4）和4个负极性段（R1~R4）.正极性段包括N1（0~200 cm）、N2（242~260 cm）、N3（332~368 cm）、N4（422~436 cm）；负极性段包括R1（200~242 cm）、R2（260~332 cm）、R3（368~422 cm）、R4（436~512 cm）.

4.   讨论

4.1   磁性矿物来源

海洋沉积物磁学参数的古气候和古环境解释要求了解其磁性矿物的来源及搬运方式（王双和王永红，2016）.已有研究表明，西菲律宾海盆沉积物主要包括陆源碎屑、火山碎屑和生物成因物质，其磁性矿物可能受陆源碎屑作用、火山作用、成岩作用、生物作用等影响（孟庆勇等，2009；Wan et al.，2012）.岩石磁学和环境磁学结果表明，QYZ01孔沉积物的载磁矿物以低矫顽力的亚铁磁性的磁铁矿为主，磁性颗粒主要为SSD颗粒，磁性矿物的组成和粒径变化不大.前人研究发现，当样品磁性矿物为细粒磁铁矿时，其来源主要为陆源碎屑成因或生物成因，可以利用环境磁学参数比值χ_ARM/χ_fd和χ_ARM/χ_lf来进行区分；一般来说，生物成因磁铁矿的χ_ARM/χ_lf大于40，χ_ARM/χ_fd大于1 000，显著高于碎屑成因磁铁矿（Oldfield，1994）.QYZ01孔沉积物样品的χ_ARM/χ_lf介于12.1~21.3，平均值为18.3；χ_ARM/χ_fd介于99.9~1 141.4，平均值为391.9，绝大部分样品低于600，仅有两个样品的数据超过1 000.因此，QYZ01孔沉积物的磁性矿物主要为陆源碎屑来源.QYZ01孔χ_lf、χ_ARM、SIRM等磁学参数从顶部（5~20 cm）向下到一定深度（30~60 cm）没有发生快速降低的现象，表明磁性矿物不受还原成岩作用影响（王双和王永红，2016）.由于QYZ01孔沉积物磁学参数无法有效区分陆源碎屑和火山碎屑物质的贡献，但沉积物中指示火山物质贡献的蒙脱石含量介于5.2%~14.6%（未发表数据），且附近处于同一沉积环境下的XT4孔的元素地球化学和黏土矿物结果揭示沉积物中含有少量火山物质（王晨等，2020），表明QYZ01孔沉积物中的磁性矿物也有少量周边火山物质的贡献.QYZ01孔位于菲律宾海中部，受东亚季风影响显著，远离大陆，且与周边大陆和岛屿有海沟阻挡，因而沉积物不可能含有大量河流输入的碎屑物质；受黑潮等表层环流的阻挡作用，陆源碎屑物质通过悬浮体形式参与沉积的可能性也较小（Toole et al.，1990；孟庆勇等，2009）.基于上述地形、海洋环流和气候背景，QYZ01孔的磁性矿物可能主要来源于东亚冬季风携带的亚洲内陆地区的碎屑物质和少量周边火山碎屑物质.

4.2   磁性地层年代框架

前人研究表明，西菲律宾海盆于33~30 Ma停止扩张后，一直处于相对稳定的近乎连续的沉积环境中，上新世以来没有明显的沉积间断（Richter and Ali，2015）.QYZ01孔沉积物岩性较为均一，没有明显的侵蚀间断，指示比较连续的沉积状态.因此，笔者假设钻孔顶部年龄与现代接近且沉积速率相对稳定，将QYZ01孔地磁极性柱与标准地磁极性柱（GPTS）进行对比（图 7）（Channell et al.，2003；Ogg，2020）.结果显示，QYZ01孔记录了Brunhes正极性时和Matuyama负极性时，可能结束于Matuyama负极性时底部.顶部较长的正极性段N1对应Brunhes正极性时，N1下部4个负极性段（R1~R4）对应于Matuyama负极性时的不同亚时段，R1~R4之间3个较短的正极性段N2、N3和N4分别对应于Jaramillo极性亚时、Olduvai极性亚时和Réunion极性亚时，钻孔底部结束于Matuyama负极性时早期的负极性亚时.

图  7  西菲律宾海盆QYZ01孔磁性地层分析结果

a. 岩心照片；b. 磁化率；c. 最大角偏差；d. 磁倾角；e. 岩心QYZ01的极性，其中识别出了8个磁性带；f. 标准地磁极性柱（GPTS），据Channell et al.（2003）、Ogg（2020）；灰色磁倾角数据点表示不可靠的数据点

Fig.  7.  Magnetostratigraphy of the QYZ01 core

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根据这一对比方案，QYZ01孔早、中更新世界线即Matuyama/Brunhes界线（简称M/B界线，对应773 ka）位于200 cm深度处，中更新世以来的沉积速率为2.59 mm/ka.Jaramillo极性亚时（987~1 068 ka）和Olduvai极性亚时（1 778~1 945 ka）是早更新世全球范围内重要的地磁极性倒转事件，持续时间长，在西菲律宾海盆多个钻孔均有记录（Yi et al.，2022）.QYZ01孔记录的Jaramillo极性亚时和Olduvai极性亚时分别位于242~260 cm和332~368 cm深度处.M/B界线与Jaramillo极性亚时顶界的沉积速率为1.94 mm/ka，Jaramillo极性亚时的平均沉积速率约为2.22 mm/ka，Jaramillo极性亚时底界与Olduvai极性亚时顶界的沉积速率为1.02 mm/ka，Olduvai极性亚时的平均沉积速率约为2.48 mm/ka，与西菲律宾海盆东部地区其他柱状样记录的同时期沉积速率基本一致（图 8）（Yao et al.，2021；Yi et al.，2022）.QYZ01孔下部的正极性段N4（422~436 cm）位于两个较长的负极性段R3和R4之间，被解释为Réunion极性亚时（2 115~2 153 ka），平均沉积速率达3.16 mm/ka，较钻孔上部沉积速率明显偏高，在排除样品测试和数据解释等可能出现的问题后，结合该极性亚时在钻孔附近其他柱状样（如XT16、XT19孔）中也有记录（Yi et al.，2022），表明N4对应于Réunion极性亚时是可靠的.此外，中国南海中央盆地的U1431D孔记录的该事件也有较高沉积速率（Gai et al.，2020）.由于QYZ01孔Olduvai极性亚时至Réunion极性亚时的沉积速率相对稳定，因此，利用Olduvai极性亚时顶界与Réunion极性亚时底界之间计算的沉积速率外推，推算钻孔底界年龄约为2.43 Ma，进而通过线性插值获得年龄控制点之间的年代序列.基于上述磁性地层学结果建立的沉积年代‒深度曲线及沉积速率模式图显示（图 8），QYZ01孔沉积物年龄‒深度总体呈明显的线性关系，沉积速率与该地区以前的研究结果基本一致（Yi et al.，2022）.

图  8  QYZ01孔与西菲律宾海盆其他钻孔磁性地层结果对比和钻孔沉积年代‒深度曲线及沉积速率模式

F1929孔、D80孔、D71孔、D64孔和XT19孔据Yao et al.（2021）、Yi et al.（2022）；GPTS据Channell et al.（2003）、Ogg（2020）

Fig.  8.  Comparison in magnetostratigraphy between the QYZ01 core and other cores in the West Philippine Sea Basin and the age-depth and sedimentation rate model of the QYZ01 core

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4.3   磁学参数对东亚冬季风演化的响应

西菲律宾海盆位于东亚冬季风的下风向，四周被深海沟和海脊所环绕，受大陆河流物质输入影响较小，沉积物主要为亚洲风尘和周围火山物质的双端元混合产物（Wan et al.，2012）.其中，风尘组分主要来源于东亚冬季风携带的亚洲内陆干旱地区的碎屑沉积物（Jiang et al.，2019；王薇等，2020）.当冬季风增强时，风尘源区干旱程度及物理风化强度增加，汇入西菲律宾海盆的风尘物质增多，磁性矿物通量增加，磁性颗粒的粒径增大（孟庆勇等，2009；Xu et al.，2013）.前人研究表明，亚洲内陆的干旱程度与东亚冬季风的强弱总体上呈正相关性（Sun et al.，2006；张仲石等，2017）.QYZ01孔位于西菲律宾海盆东部，远离大陆，受河流物质影响较小，火山物质含量较少，其深海沉积物中陆源碎屑成因的亚铁磁性矿物颗粒的粒径变化可以指示东亚冬季风强度的变化.因此，笔者将反映磁性矿物粒径大小且不受超顺磁颗粒影响的磁学参数χ_ARM/SIRM比值作为冬季风强度变化的替代指标，较低的χ_ARM/SIRM比值表示较粗的磁性颗粒，意味着源区干旱程度和物理风化程度的增强，指示更强的冬季风（侯啸林等，2022）.此外，χ_ARM/SIRM值还可以反映风尘物质输入情况，其值随着风尘输入的增加而减小（侯啸林等，2022）.

第四纪以来，QYZ01孔沉积物χ_ARM/SIRM比值总体表现为整体和阶段性降低的趋势，表明东亚冬季风强度、亚洲风尘输入的整体和阶段性加强.根据χ_ARM/SIRM比值变化特征可将QYZ01孔记录的2.43 Ma以来东亚冬季风强度和风尘输入变化进一步分为4个阶段：（1）2.43~1.86 Ma，χ_ARM/SIRM比值在冰期‒间冰期旋回变化中叠加逐步减小的趋势，反映磁性矿物颗粒逐渐变粗，指示东亚冬季风增强和风尘输入增加，表明这一阶段的亚洲内陆风尘源区气候的干冷程度和风化强度逐渐加剧，增强的冬季风携带更多粗颗粒的风尘物质汇入西菲律宾海盆.（2）1.86~1.0 Ma，χ_ARM/SIRM比值整体表现为两次较大幅度的减小‒增大旋回波动，比值分别在1.86~1.62 Ma和1.27~1.15 Ma减小，指示磁性矿物颗粒变粗；在1.62~1.27 Ma和1.15~1.0 Ma增大，指示磁性矿物颗粒变细.这一变化趋势表明风尘输入经历了两次增多‒减少的旋回变化，可能指示亚洲内陆风尘源区气候相对干冷和暖湿交替变化，冬季风强度也对应增强和减弱.（3）1.0~ 0.5 Ma，χ_ARM/SIRM比值在冰期‒间冰期旋回变化中叠加逐步减小的总趋势，与菲律宾海南部沉积物黏土矿物记录的变化趋势基本一致（肖春晖等，2022），表明风尘输入在冰期‒间冰期旋回变化中整体增加，指示风尘源区气候的干冷程度仍在强化、冬季风整体逐渐增强的过程.（4）0.5 Ma以来，χ_ARM/SIRM比值表现出明显的冰期‒间冰期旋回变化，磁性矿物的粒径在间冰期相对较细，而在冰期相对较粗.这一变化特征指示该阶段东亚冬季风强度和亚洲风尘输入进一步加剧，并受冰期‒间冰期旋回变化的控制，表现为冰期时冬季风增强、风尘输入增加，间冰期时冬季风减弱、风尘输入减少.

上新世‒更新世过渡期（~2.7 Ma）以来，随着北半球大冰盖的形成，西伯利亚高压增强并进一步南移，亚洲内陆干旱化加剧，东亚冬季风强化，为风尘沉积提供了充足的物源和强劲的动力（张仲石等，2017）.此外，第四纪以来青藏高原的阶段性隆升也在一定程度上加剧亚洲内陆干旱化并增强冬季风（Li et al.，2014）.黄土高原的黄土堆积速率、帕里西维拉海盆PV090510孔沉积物（I+C+K）/S（即（伊利石+绿泥石+高岭石）/蒙脱石）比值、北太平洋ODP 885/886孔风尘通量的增加反映了亚洲内陆干旱化程度逐渐加剧（Rea et al.，1998；Sun and An，2005；Ming et al.，2014）；而南海ODP 1146孔沉积物风尘通量增加、黄土石英粒径增大、南海U1432D孔沉积物ARM/SIRM比值减小则指示东亚冬季风强度逐渐增大（Sun et al.，2006；Wan et al.，2007；Gai et al.，2020）.QYZ01孔沉积物χ_ARM/SIRM比值揭示的冬季风强度和风尘输入变化与上述记录的变化趋势总体吻合，也存在一定的差异性，且对冬季风强度阶段性变化的响应更加强烈（图 9）.对比结果表明，随着2.7 Ma以来北半球大冰盖的形成和扩张，加剧了东亚冬季风强度和亚洲内陆干旱化，使得西菲律宾海盆在2.43~1.86 Ma期间的风尘输入增加（Sun and An，2005；Sun et al.，2006；张仲石等，2017；Gai et al.，2020）；1.86~1.00 Ma，青藏高原的阶段性隆升使得亚洲内陆干湿程度和冬季风强度进一步发生阶段性变化，西菲律宾海盆的风尘输入也发生阶段性变化（Li et al.，2014；王晨等，2020）；1.0 Ma以来，随着中更新世气候转型和大气环流增强，进一步加剧了冬季风强度和亚洲内陆干旱化，风尘输入增加（Ming et al.，2014；Jiang et al.，2019；肖春晖等，2022）.QYZ01孔沉积物的χ_ARM/SIRM比值敏感地记录了第四纪以来随着北半球大冰盖的扩张和青藏高原的阶段性隆升，东亚冬季风强度和亚洲内陆干旱化整体和阶段性强化，导致菲律宾海的风尘输入增加，也进一步验证了利用磁学指标指示冬季风强度和风尘输入变化的可信性.

图  9  西菲律宾海盆QYZ01孔沉积物χ_ARM/SIRM比值(e)与深海底栖有孔虫氧同位素曲线（a, Lisiecki and Raymo，2005）、黄土堆积速率（b, Sun and An，2005）、帕里西维拉海盆PV090510孔沉积物（I+C+K）/S（即（伊利石+绿泥石+高岭石）/蒙脱石）比值（c, Ming et al.，2014）、北太平洋ODP885/886孔风尘通量（d, Rea et al.，1998）、南海IODP1146孔风尘通量（f, Wan et al.，2007）、灵台黄土石英平均粒径（标准化）（g, Sun et al.，2006）以及南海U1431D孔沉积物ARM/SIRM比值（h, Gai et al.，2020）对比

Fig.  9.  Comparison of χ_ARM/SIRM ratio (e) of the QYZ01 core in the Western Philippine Sea Basin (this study) with the stacked global benthic δ¹⁸O record of LR04 (a, Lisiecki and Raymo, 2005), dust mass accumulation rate in the Chinese Loess Plateau (b, Sun and An, 2005), the (illite+chlorite+kaolinite)/smectite ratio of PV090510 core in the Parece Vela basin (c, Ming et al., 2014), dust mass accumulation rate of ODP 885/886 core in the North Pacific (d, Rea et al., 1998), dust mass accumulation rate of IODP Site 1146 in the northern South China Sea (f, Wan et al., 2007), the mean grain size of quartz particles (MGSQ) from Lingtai loess in the Chinese Loess Plateau(g, Sun et al., 2006), and ARM/SIRM ratio of IODP U1431D core in the central South China Sea (h, Gai et al., 2020)

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5.   结论

（1）西菲律宾海盆QYZ01孔沉积物的磁性矿物主要由低矫顽力的亚铁磁性的磁铁矿组成，并含有少量的高矫顽力反铁磁性矿物.χ_lf、χ_ARM、SIRM等参数指示磁性矿物含量变化不大，磁性矿物颗粒以稳定单畴颗粒为主，并含有少量的超顺磁颗粒.磁性矿物可能主要来源于东亚冬季风携带的亚洲内陆地区的碎屑物质和少量周边火山碎屑物质.

（2）QYZ01孔岩心记录了从Brunhes正极性时至Matuyama负极性时下部，包括Jaramillo、Olduvai和Réunion正极性亚时.早、中更新世界线即Brunhes正极性时/Matuyama负极性时界线深度位于200 cm，Jaramillo、Olduvai和Réunion正极性亚时的深度分别位于242~260 cm、332~368 cm、422~436 cm，推算钻孔底界年龄约为2.43 Ma.通过线性插值获得年龄控制点之间的年代序列，建立了QYZ01孔2.43 Ma以来的磁性地层年代框架.

（3）环境磁学指标χ_ARM/SIRM比值揭示QYZ01孔所在地区2.43 Ma以来东亚冬季风强度和亚洲内陆风尘输入的整体和阶段性加强：在2.43~ 1.86 Ma、1.86~1.62 Ma、1.27~1.15 Ma和1.0~ 0.5 Ma，东亚冬季风强度增强，亚洲内陆干旱化加剧，风尘输入增加；在1.62~1.27 Ma和1.15~ 1.00 Ma，东亚冬季风强度减弱，亚洲内陆转向相对温暖湿润，风尘输入减少；0.5 Ma以来，东亚冬季风强度、亚洲内陆干湿程度、风尘输入表现为明显的冰期‒间冰期旋回变化，冰期时冬季风增强、风尘输入增加，间冰期时冬季风减弱、风尘输入减少.