A review of Cenozoic geomagnetic excursions
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摘要: 地磁漂移事件的成因及发生规律是地学研究热点，是古地磁学科在这个世纪可能为地球科学贡献新理论的一个突破口。在回顾地磁漂移研究历史的基础上，对新生代地磁漂移记录及其时代进行了概述，从地磁漂移的成因、地磁漂移事件与地磁场强度的关系、地磁场漂移期间地磁场形态学研究等几个方面对过去的研究进行了总结。最后，提出未来研究需关注沉积速率较高的河湖相沉积物，通过多种手段生成不同地理位置的可靠地磁漂移记录，利用轨道调谐手段准确限定时代等，才能获得对新生代地磁漂移规律的全面认识。Abstract: Driving mechanisms and occurrence frequency of Cenozoic geomagnetic excursions are key questions in geosciences, of which a clear answer might bring about a breakthrough in understanding the behavior of the Earth's core. Researches on geomagnetic excursions mainly focus on the period of Quaternary. Although there are some reports on pre-Quaternary excursions from marine sediments, precise knowledge of timing, duration, and field behavior associated with these excursions are lacking due to the low sedimentation rate of deep-sea sediments. Hereby we made a brief review of past studies on geomagnetic excursions, upon which we sorted out several problems that need to be solved in future study, such as the origin of geomagnetic excursions, the relationship between occurrence timing and paleointensity variation, the age and duration of geomagnetic excursions, and the field behavior during excursions. Learnt from the successful geomagnetic excursion cases in the Quaternary period, future research should focus more on terrestrial fluvial-lacustrine sediments with high sedimentation rates, and it is essential to learn geomagnetic excursion records at different locations. Particularly, tuning paleoclimatic records to shorter orbital parameters such as precession or semi-precession are suggested giving better estimates for the duration of geomagnetic excursions. The tropical and subtropical areas tend to have strong precession or semi-precession signals. It is recommended, therefore, putting these areas as the priority areas to study the details of excursions during the Tertiary.
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Keywords:
- geomagnetic excursion /
- Tertiary /
- fluvial-lacustrine sediments /
- orbital tuning
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地磁漂移(Geomagnetic excursion)指在正常地球磁场长期变化中存在的某些“异常”变化，可定义为短时间内(小于104年)虚地磁极(virtual geomagnetic pole, VGP)的变化远离了地球磁场长期变化正常范围的事件[1-8]。在一些研究中，地磁漂移也被定义为虚地磁极的余纬大于45°的情况[6-8]。持续时间稍长、成对出现地球磁场正、负极性倒转的时间间隔可称为极性微时(microchron，持续时间小于105年)或极性亚时(subchron，持续时间为105~106年)[6]。地磁漂移研究有两个重要科学意义：首先，地磁漂移研究能够提供独立的年龄控制点，补充和完善地磁极性年表(GPTS)，为古生物化石/古遗迹和高分辨率古环境重建全球对比提供重要约束，是地层学和古环境重建的重要组成部分[9-13]；其次，地磁漂移持续时间、发生频率和漂移时地磁场形态学变化能够揭示地球深部动力学机制，有重要的地球物理学意义[1-8]。从现有研究来看，地磁漂移往往发生在地球磁场强度的相对低值时期。在低地磁强度时期地球将可能面临各种宇宙射线的袭击，臭氧层将变得千疮百孔，增加基因突变的可能性[14-16]。因此，地磁漂移的研究还有重要的现实意义。
最早发现的地磁漂移是Laschamp漂移，是60年代在法国的中央高原山脉的熔岩中发现并被命名的[6]。然而，当时科学家对地磁漂移认识不够深入，要么认为记录的事件是不真实的，要么认为这些事件最多代表局地的地磁场异常，无法作为地层对比标志全球通用[5]。对地磁漂移研究的重视开始于80年代，随着深海和大陆沉积物揭示出越来越多的漂移事件，人们逐渐认识到地磁漂移是地磁场固有的一种频发行为，而非以前认为的记录错误或者局地地磁场的异常[17-23]。近年来，地学家对地磁漂移事件做了大量的研究，这些系统的研究主要集中在第四纪期间(图 1)。我国地学界对地磁漂移事件的研究主要集中在第四纪黄土，对黄土记录的地磁漂移事件的发生时代、持续时间、与地磁场强度关系、剩磁锁定滞后(Lock-in)效果、漂移时地磁场变化特征以及利用地磁漂移进行海陆古气候对比的注意事项进行了系统的研究[24-45]。比如，多个黄土剖面都记录了Laschamp和Blake地磁漂移事件[41-45]，但在各剖面中的具体位置存在差别。造成这些差别的主要原因在于中国黄土剩磁获得过程的复杂性以及缺乏精确的定年手段。这也或许是造成黄土记录的布容-松山(B/M)极性转变边界的年龄普遍比海洋沉积物记录早约25ka的原因[25-29]。对第四纪以前的地磁漂移的研究主要来自于国外，尤其是洋底玄武岩记录的大洋磁异常条带和海洋钻孔的成果[19, 46-48]。这些研究表明，地磁漂移在地质历史时期的发生存在不均匀性：第四纪(2.6~0 Ma)和中—晚中新世(15~7 Ma)为地磁漂移频发时期，而中新世末—上新世、早中新世和始新世少有地磁漂移事件发生。这可能反映了不同的时期地球内部具有不同的动力学机制，但也不能排除这种差别是由于对第四纪以前地磁漂移研究较少从而造成的一种假象。
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本文通过回顾地磁漂移和地磁极性年表研究历史、新生代不同时期(第四纪和新、古近纪)的地磁漂移记录、地磁漂移的起源、地磁漂移发生时代与磁场强度的关系、地磁漂移期间地磁场形态学特征对过去的研究进行总结，在此基础上对未来研究方向进行初步探讨。旨在为认识和理解新生代地磁极性年表、尤其第四纪期间地球磁场的变化及其原因提供参考，并在此基础上对未来地磁漂移事件的成因及发生规律的研究提出建议。
1. 地磁漂移和地磁极性年表研究历史
地磁漂移一般表现为古地磁方向上有约180°的变化，随后在几千年的时间恢复到漂移前的方向[6-8]。在地磁漂移研究过程中，由于自然记录、认识以及技术手段等限制，难以将一些地磁漂移与极性亚时或极性微时区别。因此，地磁漂移的研究伴随着磁性地层学和地磁极性年表(GPTS)的发展和完善不断深入。
David[49]和Brunhes[50]最早发现岩石中记录的磁方向与现今的地磁场方向近乎反向。Brunhes[50]在法国中部受过上覆古新近纪火山岩烘烤的沉积岩中发现了反向磁化的方向。由此，Brunhes第一次使用了野外检验来约束热剩磁的原生性，现今这种检验方法称为“烘烤检验”[6]。Matuyama [51]最早将日本和中国火山岩中记录的反向磁化方向归因于地磁场极性的倒转，并根据极性大体上将更新世的火山岩与古新世的火山岩区分开来。从这方面来说，Matuyama是利用磁性地层研究给出岩石相对年代的第一人[6]。
现代古地磁学研究始于20世纪50年代Hospers在冰岛开展的工作[6]以及Roche在法国中央高原的工作[52]。继Hospers之后，Rutten和Wensink [53]以及Wensink [54]继续深入开展相关冰岛火山岩的工作，将冰岛上新世—更新世的火山岩从新到老细分了正极性-负极性-正极性(N-R-N)3个极性带。Cox等[55]以及McDougall和Tarling [56-58]率先开展了玄武岩的剩磁测量和K/Ar定年相结合的综合研究，开启了现代GPTS研究的开端。这些研究，以及接下来60年代的相关工作，确立了至少在距今几个百万年的时间尺度上，同一时代的岩石记录着相同的地磁场极性。Doell和Dalrymple [59]将距今5百万年来持续时间长的地球磁场极性称为magnetic epochs，后来被称为极性时(Chron，持续时间为106~107年)，以古地磁学先驱者的名字来命名，即布容、松山、高斯和吉尔伯特；较老的极性时采用了字母加数字组合。而对持续时间较短的极性时期或事件一般以首次发现地点来命名，如Laschamp地磁漂移、Jaramillo极性亚时[59]。
从60年代开始，大洋磁条带的研究极大地推动了古地磁极性年表的发展。Heirtzler等[60]以南大西洋磁异常条带为地磁极性模板发表了80 Ma来的极性时间表。他们假设了恒定的海底扩张速率，推测吉尔伯特/高斯极性边界的年龄为3.35 Ma[60]。这项重要的研究把GPTS的时间尺度从约5 Ma推进到了约80 Ma。此后，陆续开展多项持续的极性年表的完善工作，直到1992年新的GPTS(CK92)[19]发表，达到顶峰。CK92重新评估了南大西洋磁异常条带记录，以南大西洋作为基础模板，加入了从印度洋和太平洋的快速海底扩张中心获得的磁异常条带记录[19], 其中最年轻的高斯/松山界限年龄(约2.6 Ma)来自于Shackleton等[61]基于深海沉积物轨道调谐获得的年龄。在他们随后CK95[62]的时间表版本中，采纳了所有获得的上新世—更新世轨道调谐年龄。在CK95之后，轨道调谐年龄估计极性时间延伸到中新世、古新世，甚至白垩纪。这些研究进展收入Lourens等[63]的时间年表中。目前，已经通过海洋磁异常条带获得了中侏罗世以来的详细的地磁极性倒转序列，利用轨道调谐定年取得了高精度的年龄和极性持续时间[64, 65]。
在地磁学早期(20世纪50、60年代)研究中很少发现地磁漂移的一个主要原因是受当时钻探技术限制，获取岩心的长度都较短。直到80年代，深海钻探计划(ODP)中开始使用液压活塞式取心技术，才使获取的岩心长度大幅增加。如首次使用该技术时，获得了约300 m的岩心，是此前取心长度的约15倍。这项技术的应用，使深海钻探能够选择高沉积速率区域进行采样。此后，在这些高沉积速率岩心中多次发现地磁漂移记录，对地磁漂移的研究才逐渐受到重视[6]。目前，在第四纪期间已经发现并确立了多个地磁漂移，其中，对于布容期(0~0.78 Ma)的地磁漂移研究较为详尽，松山期(0.78~2.6 Ma)次之。第四纪之前的地磁漂移的研究还相对较少，主要制约因素是缺乏良好的剖面。
2. 新生代地磁漂移概述
2.1 第四纪时期的地磁漂移
研究发现，曾经被认为稳定的布容正极性时(0~0.78 Ma)和松山负极性时(0.78~2.6 Ma)期发生过多次地磁漂移事件(图 1)。尽管某些特定的地磁漂移是否存在、特定地磁漂移的时代、第四纪时期地磁漂移的频率及数量等问题还存在一些争议，但目前研究已经确定地磁漂移在第四纪时期曾多次发生。
2.1.1 布容期的地磁漂移
Laschamp地磁漂移事件(约40 ka)是最早发现的地磁漂移事件，也是目前研究最为详尽的地磁漂移事件之一[2-7]。首次在美国Blake海岭报道的与海洋同位素5阶段时间相当的Blake事件[66]也被后来研究证实[35, 37, 67]。但是，一些早布容期的地磁漂移的真实性还有待确认，其中的部分可能是由于沉积或采样带来的假象，如Starno事件、Gothenburg ‘flip’以及Lake Mungo excursion等[68-70]。按照现代古地磁学数据标准来看，大部分发表在60、70年代的用来定义地磁漂移的古地磁方向数据的质量不高，其年龄约束也较宽泛，比如Biwa系列事件[6]。Wollin等[71]在加勒比海和地中海中部发现了3个持续一段时间的反向磁倾角，并将距今最近的一次对应于Blake事件，估计其余两次事件的年龄分别为180~210 ka和270 ka左右。Kawai等[72]及Yaskawa等[73]在对日本琵琶湖197 m的岩心的研究中报道了布容期有5个短时间的倒转，将其中的两次事件命名为Biwa Ⅰ(约176~186 ka)和Biwa Ⅱ(292~298 ka)。Kawai通过锆石的裂变径迹年龄获得了其中3次事件的年龄分别是100、160和310 ka，第4个事件的年龄为约380 ka，称为Biwa Ⅲ[6]。Creer等[74]研究了意大利焦亚陶罗地区的一个岩心片段，建议将在上部岩心中发现的一次倒转极性(约105~114 ka)对应于Blake事件，其余4次倾角很浅的事件依次命名为α, β, γ和δ事件。Kawai提出最年轻的Biwa事件可能对应于Blake漂移，而α, β, γ可依次与Biwa Ⅰ、Biwa Ⅱ和Biwa Ⅲ对比[6]。然而，由于这两项研究中对于几次事件的年龄约束薄弱、磁化方向定义也不清晰，这种对比无法令人信服。因此，Laj和Channel[6]认为BiwaⅠ—Ⅲ漂移事件记录不可靠。
在研究Laschamp漂移事件的过程中，在对美国加利福利亚莫诺湖(Mono Lake)沉积物进行研究时发现了一个明显早于Laschamp漂移的事件, 就以首次发现地点命名为Mono Lake漂移[22]。Cassata等[75]和Kissel等[76]在火山岩中利用40Ar-39Ar年龄限定了Mono Lake漂移发生的时间为约32 ka。Champion等[77]在对美国西北部爱达荷州斯内克河平原的熔岩流研究中发现了一次短时的倒转事件，根据正向磁化的熔岩流的K-Ar年龄推断其年龄为465±50 ka。在此基础上，他们将此次事件与Ryan[78]报道的Emperor事件对比。后来，Champion等[79]将这些记录倒转极性的熔岩流的时间修正为565±10 ka，暗示本次倒转是一次新的事件，被命名为Big Lost漂移。基于当时的研究，Champion等[79]提出在布容时期存在8次极性倒转亚事件。但Langereis等[80]认为布容期共有12次漂移事件，其中的7次漂移是有准确定年的全球性的漂移，其余5次漂移是证据不够充分尚需进一步确认的漂移。基于在地中海中部岩心的研究，研究者加入了一些新的漂移，如Calabrian Ridge(CR) 0、1、2、3，将其最老的漂移CR3与Big Lost漂移对比[6]。然而，关于布容期地磁漂移的确切数量和时代的争议并未减少。Worm[81]提出地磁极性倒转/漂移与冰川作用之间存在联系，列出了10个充分记录的布容期的地磁漂移事件。Lund等[82-84]指出布容期有17个漂移事件。Laj和Channel [6]认为布容期有12次地磁漂移，其中的7次漂移已经被良好地记录下来，并详细地叙述了其中的5次漂移，即Mono Lake、Laschamp、Blake、Iceland basin和Pringle Falls漂移，认为其余5次尚需进一步证据(图 1)。Singer [2]总结了最新的第四纪地磁漂移研究成果，包含了近几年最新发现的漂移，如West Eifel漂移等，认为布容期有14次地磁漂移(图 1)。不同学者对于布容期地磁漂移频率及数量的认识不同，不仅受当时地磁漂移研究程度不同限制，还主要是由于对定义地磁漂移的古地磁方向数据的标准、确定地磁漂移事件时代的定年可靠性的认识不一致。
2.1.2 松山期的地磁漂移
继Cox等[57]及McDougall和Tarling[58-60]的工作之后，关于熔岩流的古地磁研究和K/Ar定年综合工作推进了松山期主要的几次极性倒转事件的定年，相关地磁漂移研究逐渐完善。
Olduvai正极性亚时(约1.72 Ma)因首次在坦桑尼亚奥都威峡谷的火山岩中报道而命名[85]。Doell和Dalrymple [59]首次发现Jaramillo极性亚时，以发现地新墨西哥的贾拉米洛小溪命名。Réunion极性亚时的发现源于Chamalaun和McDougall [86]的工作，他们在Réunion岛上的火山岩中发现了约2.0 Ma火山岩记录正、负极性磁化方向。当时，这些正极性方向的获得时代被认为与Grommé和Hay [85]报道的Olduvai正极性事件相当。在Réunion岛上的2个火山岩剖面都发现了正极性带，其K/Ar年龄约为1.95~2.04 Ma，如果运用现代衰变常数计算的话，其年龄为约2.07 Ma[87]。在20世纪70年代，大家已经认识到Réunion事件时间明显老于Olduvai极性亚时。Grommé和Hay[88]根据不同采样点火山岩K/Ar年龄的双峰分布(约2.00~2.14 Ma)，认为可能存在两次Réunion事件。在汇编5 Ma年以来的地磁极性年表过程中，Mankinen和Dalrymple [89]将2次Réunion事件的年龄分别修改为2.01~2.04和2.12~2.14 Ma。
Mankinen等[89]在加利福利亚科布山(Cobb mountain)地区的研究中发现了约1.1 Ma的正极性。然而，由于对这一正极性亚时尚存疑虑，Mankinen和Dalrymple [90]并未将这一事件收入他们的时间表中。Mankinen和Grommé[91]在科布山的工作进一步加强了这一正极性的证据。结合加勒比海以及北大西洋高沉积速率岩心的研究，正式确立了Cobb mountain正极性亚时。
Mankinen和Dalrymple [90]的地磁极性年表以火山岩的K/Ar定年结合古地磁研究为基础，收入了10多年来关于0~5 Ma的GPTS研究文献。从20世纪80年代开始，对于沉积物序列的天文年代学研究显示，由于氩丢失，Mankinen和Dalrymple [90]研究中的极性倒转的年龄均偏小，其平均年龄少7%左右。第一个证据来源于Johnson[6, 92]。Johnson [92]基于记录了M/B倒转的两个岩心的轨道调谐参数和氧同位素对比研究，认为此前普遍接受的M/B界限年龄(约0.73 Ma)偏小，据此将B/M界限年龄定为0.79 Ma。利用天文年代学修正地磁极性年表的基础工作是基于海洋钻探计划(ODP)677孔(位于赤道附近的太平洋海域)的研究。研究表明，ODP 677的深海氧同位素数据周期由轨道斜率主导，浮游有孔虫记录的周期主要受岁差控制。由于岁差信号受偏心率调控，因此，ODP 677的浮游有孔虫氧同位素数据与天文学数据比对的可信度高于其与斜率信号对比，深海钻探计划(DSDP)607情况与此类似。尽管ODP 677在改进GPTS中起到了关键作用，但其本身并没有产生磁极性地层。DSDP 607中发现了Cobb mountain极性亚时、B/M极性转变边界、松山-高斯(M/G)极性转换边界、Olduvai及Jaramillo极性转换边界，各极性转变年龄通过转换与ODP 677之间氧同位素的对比曲线的天文年龄获得[6]。
CK95中关于松山期的倒转序列与Mankinen和Dalrymple [90]的GPTS不同。在CK95中，Réunion极性亚时只含有1个正极性。CK95采用了上新世—更新世时期极性倒转的天文年代学年龄[62, 92-94]。这些天文年龄经过多年来的相关研究证实是可靠的。唯一的例外是CK95中关于Réunion极性亚时的时代(2.14~2.15 Ma，持续时间为10ka，源自Hilgen[93, 94])，基于北大西洋高沉积速率的地层的研究应修正为2.115~2.153 Ma (持续38ka)[6]。目前，基于ODP981的研究，将Réunion极性亚时更改为Feni极性亚时，其年龄为2.115~2.155 Ma [2](图 1)。
在上新世—更新世的倒转极性K-Ar年龄被天文年代学年龄取代后不久，许多40Ar/39Ar年龄证实了天文年代学年龄的可靠性。比如B/M界限、Jaramillo极性亚时、Cobb mountain极性亚时、Feni极性亚时以及Olduvai极性亚时的界限的40Ar/39Ar年龄均与天文年代学年龄非常接近。据此，Renne等[95]建议利用极性倒转的天文年代学年龄来计算40Ar/39Ar的标准参数。
在CK92/95 [19, 62]中，大洋磁异常条带中的“小摆动”(tiny wiggles)或被解释为短时的极性(持续时间小于30a)，或者认为是古强度的波动，称为“秘密时”(cryptochrons)。晚白垩纪以来的83 Ma能够辨识出54个“秘密时”。在CK92/95中，2个“秘密时”列在松山反极性时期间，一个是1.201~1.212 Ma的Cobb mountain极性亚时，另一个是Anomaly X (2.420~2.441 Ma)[19, 62]。Cobb mountain极性亚时时代已经确立(图 1)，Singer[2]认为Anomaly X可以对应于Herrero-Bervera等[96]在火山岩中发现的Halawa漂移，限定其年龄为约2.410 Ma。
Jaramillo、Réunion/Feni以及Olduvai正极性几乎都是在50年前就已经被发现。此后，开始了关于Cobb mountain极性亚时在海洋沉积物中记录的寻找过程。在这一进程中，随着实验技术手段的提高，松山期的其余地磁漂移也不断被发现和定年。Laj和Channel[6]列举了基本确定下来的松山期的其余9个正极性漂移事件以及在Jaramillo正极性亚时中的1次负极性倒转；Singer[2]列举了松山期有13次地磁漂移(图 1)。
2.2 第四纪以前的地磁漂移记录
在高斯正极性时和吉尔伯特负极性时期间，磁性地层中没有记录良好的地磁漂移事件，也没有在大洋磁异常条带中发现指示“秘密时”特征的“小摆动”。基于大洋磁异常条带中的“小摆动”数据，CK92/95包含了晚中新世的4个“秘密时”，渐新世有18个，晚始新世有3个，古新世和早始新世共有23个。这些“小摆动”一般能在不同航迹获得的大洋磁异常条带之间对比，被认为可能代表了地球磁场强度的波动或者是短时的极性区间[6, 19, 62]。
从沉积序列的磁性地层学工作中发现，中新世可能有约14次地磁漂移事件，其中的4次可以与CK92/95的“秘密时”对比。中新世的磁性地层记录显示，与布容期类似，这一时期可能存在比大洋磁异常条带记录的“秘密时”更多次地磁漂移事件。另一方面，尽管在CK92/95列出了44个古新世—渐新世的地磁漂移事件，但目前在早三叠世只有3个漂移记录，且仅有其中的一个能够与“秘密时”相关联[6, 19, 62]。
在中白垩世，白垩纪正极性超静磁期(83~121 Ma)的底界，有研究发现存在比最年轻的负极性M-Sequence事件(M0)更年轻的负极性[97]，但目前仍存在争议。其不确定性来自几个方面，一是缺乏既能记录M0、又能记录比M0更新的极性的连续沉积剖面；其二，目前利用40Ar/39Ar定年技术尚难在不连续的火山岩剖面上准确限定这些地磁漂移/极性亚时的时限[6]。
3. 地磁漂移的成因
地磁漂移的成因目前存在较大争论，主要有3种假说[3-7]。一种学说认为地磁漂移是非偶极子场的变化引起的，因此，不是全球一致的现象，只有局地意义；一种学说认为地磁漂移是由于地球磁场的偶极子轴与自转轴的显著偏离引起，对于某一特定的地磁漂移事件来讲，不同地理位置记录的同一地磁漂移事件具有相同的VGP轨迹；还有一种学说认为地磁漂移是由非偶极子场/偶极子场的比值增大引起，其VGP路径在不同地理位置会发生变化。越来越多的研究表明地磁漂移可能是地磁场的偶极子场变化造成的[98-100]，偶极子场的减弱导致了非偶极子场的显现才造成了局部的异常，后面随着偶极子场的倒转和强度增大非偶极子场就又被压制住了。Valet[1]认为地磁漂移是没有完整发生的极性倒转，其产生的深部动力机制与极性倒转类似。Clement[101]通过对记录了B/M倒转、upper and lower Jaramillo极性倒转以及upper Olduvai极性倒转的沉积物分析结果发现，地磁场方向变化的平均持续时间为约7ka，且持续时间随采样点纬度变化而变化——在低纬度时，持续时间较短；在中—高纬度时，持续时间较长。据此，Clement[101]认为这种极性倒转的持续时间随纬度变化的机制可以由轴向偶极子场衰减为零到反向增大期间，非偶极子场能够持续存在来解释，即支持前述第3种假说。Laj等[100]通过分析拉尚和冰岛盆地漂移，认为二者的VGP轨迹基本一致，指示地磁漂移主要是由于地球磁场的偶极子轴与自转轴的显著偏离引起，即支持第2种假说。偶极子场变化学说又可以分为不同的假说：仅液态外核的磁场倒转和外核与内核都发生了磁场倒转[20]。因为液态外核的倒转是由流体的流动造成的，液态外核的磁场倒转大概需要500a或者更短的时间尺度。如果固态内核也参与了倒转，地磁漂移的时间要在千年尺度，这是由于内核的磁惯性较大[7, 20]。因此，地磁漂移持续时间是检验地磁漂移起源模型的一个重要限定因素，这也是过去第四纪期间地磁漂移研究的一个重点。目前估计得到的地磁漂移的持续时间从300a到1~3ka甚至超过万年不等[6, 7]。总的来说，长的地磁漂移时间估计的研究主要来自于高纬度钻孔，可能是对地层年代控制的不够精确造成的[6, 102, 103]。
对第四纪前地磁漂移事件的持续时间的研究有助于进一步澄清地磁漂移起源问题，然而目前这段时期的研究多集中在沉积速率较低的海洋钻孔和对洋底扩张速率的研究，具有较大不确定性。以C5n.2n段为例，Evans和Channell[47]及Evans等[104]的研究发现该段3个地磁漂移事件的持续时间都在3~6ka，指示地球内核和外核磁场都发生了倒转。然而，Cande和Kent[62]的海洋磁异常研究发现这3个事件持续时间分别为0.8、2.4和1.6万年。Cande和Kent[62]结果的持续时间是以几个放射性同位素年代作为年龄控制点，利用平稳的海底扩张速率估算得到，具有较大的不确定性。Evans和Channell[47, 104]所用的海洋钻孔沉积速率较低(小于5 cm/a)，在此基础上计算得到的较短的持续时间可能是统计平均后产生的一种假象，因此，2个研究的记录并不一定可靠。目前国内地学界对中新世地磁漂移事件开展的系统研究还较少，即便如此，在临夏盆地开展的以构造和古环境为目的的较低分辨率的古地磁定年研究还是揭示出约11~10 Ma的C5n.2n正极性段可能存在3次漂移事件[105]，与深海研究结果相呼应。然而这3次事件都仅由1个样品记录，由于没有进行更高分辨率的古地磁研究，无法提供这3次事件的持续时间、VGP运动路径等重要信息。
4. 地磁漂移事件与地磁场强度的关系
地球磁场强度从小到毫秒大到千万年尺度上都存在变化[6, 7]，地磁漂移发生对应的是102~104年尺度地磁场强度的变化，只是地磁场强度变化的一小片段。过去，针对第四纪沉积物的研究表明，地磁漂移事件与地磁场极性倒转类似，都发生在地磁场强度的相对低值时期，只不过与漂移事件相比，地磁倒转发生在地磁场强度更低的时期(图 2)[106, 107]。值得注意的是，地磁漂移期间地球主磁场(偶极子场)强度降低，并不必然表明非偶极子场强度相对增大。例如，Iceland Basin地磁漂移(简称IBE)和Laschamp地磁漂移(简称LE)的VGP轨迹[6, 100]不支持地磁漂移发生在地磁场强度的极小值时期反映了地球磁场的非偶极子成分显现的观点。其原因是，如果地磁漂移期间非偶极子占主导的话，应该能够观察到从不同的采点获得的VGP轨迹明显不同，但是，从不同采点获得的IBE和LE漂移的VGP轨迹基本相同。地磁漂移期间非偶极子场占主导的一个重要推论是非偶极子场强度在地磁漂移期间也相对减弱。从IBE和LE漂移的研究来看，在这2次地磁漂移期间，轴向偶极子场强度显著降低，伴随着赤道偶极子场相对增强，非偶极子场在地磁漂移期间也可能在减弱[6, 100]。尽管第四纪地磁漂移的研究表明，地磁漂移期间古地磁场强度会出现减弱的现象，但是一些地磁场强度的显著低值期没有发现漂移事件。其原因有可能是这些时期的确没有地磁漂移事件发生。然而，更有可能是，由于沉积物沉积速率较低，在统计时因选取的时窗相对较大，地磁漂移事件的信号被平滑，以致于不能显示出来[6, 7]。现在可以确定的是，地磁场处在强弱不断变化的动态之中，而第四纪时期的地磁漂移事件更有可能发生在场强较弱的时期。由于地磁漂移事件理想记录载体的贫乏，很少有研究能够清楚记录第四纪前沉积物记载的地磁场强度与地磁漂移事件之间的关系[46, 108-110]。以前的研究更关注长时间尺度上地磁场强度如何演化。例如，朱日祥等[111]总结了250 Ma以来地球磁场虚偶极矩(VDM)长周期变化特征，发现在180~65 Ma之间, 地球磁场强度约为现在磁场强度的50%，65~0.3 Ma地球磁场强度约为现在磁场强度的70%，为讨论地球磁场变化与地球内部动力学过程的相关性提供了依据。
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图 2 2.14 Ma以来的地磁极性柱、地磁漂移事件和相对古强度黑色箭头对应地磁倒转；蓝色箭头对应确定的地磁漂移事件；红色箭头对应可能存在但有待确认的地磁漂移事件(据Roberts[7]修改)Figure 2. Geomagnetic reversals and relative paleointensity variations for the last 2.14 MaReversals (black arrows), validated excursions (blue arrows) and "possible" excursions (red arrows) all coincide with paleointensity minima5. 地磁漂移期间地磁场形态学特征
确定和对比地磁漂移期间VGP的移动路径不仅能够检验是偶极场造成地磁漂移还是非偶极场造成地磁漂移，还能进一步约束地磁漂移起源的深部动力学过程[6-8]。因此，关于地磁漂移期间地磁场形态学特征的研究也是古地磁学近些年的研究热点。要想确定地磁漂移期间地磁场的形态，需要在准确定年的基础上，对取自于不同地理位置的地磁漂移事件的VGP记录进行对比分析[6]。如图 3所示，到目前为止最为详细的2个研究是Iceland basin漂移(简称IBE)和Laschamp漂移(简称LE)[100, 112]。IBE期间VGP移动路径是逆时针从北半球高纬度，穿过欧亚大陆，通过非洲到达南半球高纬度，从澳大利亚和太平洋西部返回到北半球高纬度地区。而LE期间VGP的移动路径恰恰相反，呈顺时针模式。但这2次地磁漂移的VGP路径却在相同的经度范围内，并且在VGP转向期间均对应地磁场古强度的最小值，推测2次漂移事件对应的核幔边界的状态相似，地球磁场在漂移期间可能显示为由下地幔主控的简单几何形态[6, 100]。Cassata[75]通过精确的40Ar/39Ar测年方法确定奥克兰火山岩年代为(39±4.1)ka，记录了LE事件，但是此LE事件的顺时针VGP移动路径与Laj等[100]记录的VGP路径在不同的经度范围。随后，Channell[23]在大洋钻孔ODP919获得的LE期间的VGP记录也与Laj等[100]不同。Roberts[113]通过北太平洋钻孔ODP884的样品对IBE期间VGP移动路径进行研究，结果表明该模式与Pringle Falls漂移(图 4a)的VGP路径相似[114-116]。这些研究说明在IBE期间VGP的运动路径可能存在两种模式，地磁场的形态特征要比Laj等[6, 100]总结的还要复杂。关于Blake漂移的VGP移动路径(图 4b)只有一个，在美洲大陆附近由北向南到达南半球的高纬度地区，从澳大利亚和东南亚附近返回[67]，虽然返回路径的记录较少，但是它的VGP路径不同于IBE和LE期间的VGP路径，而与McWilliams[117]指出的Pring Falls漂移期间的VGP路径相同(图 4a)，并且是由偶极场主导[7]。
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图 3 Iceland Basin漂移期间的VGP路径(a)及Laschamp漂移期间的VGP路径(b)(据Laj等[100]修改)Figure 3. (a) The path of Iceland Basin excursion and (b) The path of Laschamp excursion![]()
图 4 Pring Falls漂移期间的VGP路径(a)及Blake漂移期间的VGP路径(b)(据Laj和Channell [6]修改)Figure 4. (a) The VGP path of Pring Falls excursion and (b) The path of Blake excursion对于地磁漂移期间地磁场形态学的研究也主要集中在第四纪，对第四纪以前的地磁漂移期间地磁场形态学的研究稀少。有少量关于较短的极性倒转期间地磁场形态学的研究，例如，Aziz和Langereis[118]在C5r.2r和C5r.3r极性段中发现3次极性事件，分别对应C5r.2r-1n、C5r.2r-2n、C5r.3r-1n。C5r.2r-1n事件的VGP在南半球从高纬度逐渐走向中纬度，之后通过赤道移动到北半球中纬度，最终到达北半球高纬度。随后VGP出现了不规则变化，极性反转之前VGP在南北半球之间来回摆动。C5r.2r-2n事件的VGP在南半球高纬度集中，然后偏移到印度洋，之后突然偏移到北半球高纬度，再从美洲中部返回到南半球高纬度。C5r.3r-1n事件的VGP先在南半球高纬度集中分布，随后突然转向北半高纬度地区并在北半球持续了5ka，最后又返回南半球高纬度。3次事件的VGP基本分布在美洲和印度洋之间，跨越南北半球的中、高纬度[6, 118]。
6. 未来研究方向
从以上回顾可以看出，过去对地磁漂移的研究主要集中在第四纪，对第四纪以前地磁漂移研究还处在初步阶段且主要集中在海洋沉积物的研究。尽管陆相沉积具有揭示老于第四纪地磁漂移细节的潜力，还没有系统的工作进行研究[9-13, 32, 33, 105, 119]。为厘清地磁漂移发生的时代、持续时间、地磁场运动路径，理解地球磁场变化的深部地球动力学机制，我们认为今后需要加强第四纪以前的地磁漂移事件的研究。
从地磁极性年表的发展历史可以看出，绝对定年方法虽然理论上可以为地层定年提供重要的年龄限制点，但是这些年代都有一定的误差，而且对于越老的时间段误差范围越大。所以最终地磁极性年表采用的大都是轨道调谐的年代。由于地磁漂移持续的时间很可能要比一次完全倒转持续的时间短，这就要求利用轨道参数中较短的岁差参数进行调谐，从而才能得到最为精准的年代标尺。过去的研究表明，热带地区不但有显著的岁差而且有半岁差信号(周期10ka)，应该是未来研究的理想地区[120]。此外，在沉积速率高的黄土高原西北部地层中也发现了较为显著的半岁差周期[121]，可能来自于热带地区半岁差信号的向北输送。因此，中纬度地区如果能找到半岁差周期，也将是研究地磁漂移年代和持续时间的理想区域。高纬度地区一般倾角周期较为显著而岁差周期较弱，因此，不推荐作为研究地磁漂移的优先区域。需要指出的是，石笋记录U系定年的精度可以达到几年[122]，如果能从中找到地磁漂移信号，石笋将能为地磁漂移提供非常确切的年代和持续时间。然而，U系定年的上限远小于第四纪下限，可能不适用于古新近纪地磁漂移研究。
大陆内部很多沉积盆地广泛分布不同时代的沉积速率大于10 cm/a的河湖相地层，是进行高分辨率古地磁研究的良好载体[123-125]。通过高分辨率多套古地磁平行样品采集，可以避免用单一样品记录产生的不确定性。利用古地磁年代结合哺乳动物化石对其进行组合定年，能够提供初步的年代控制。此后，需要建立古气候指标记录进行轨道调谐，利用轨道调谐后的年代来估算漂移事件的年代、持续时间和约束VGP移动路径。磁方向变化有可能是由地磁漂移造成的，也可能是局部的构造挤压或者是沉积环境变化引起磁性矿物变化造成的。为了排除构造和环境变化的影响，还需要通过磁化率各向异性、岩石磁学、电子扫描显微镜等手段，确定磁方向异常处没有发生磁载体矿物的变化，磁化率各向异性也没有发生突然变化，从而排除由于非地磁漂移原因造成的VGP变化。虽然这样的工作要求古气候学、古地磁学等学科的交叉，但是相关研究可能会加深对地球内部动力学过程和机制的理解并带来相关理论的突破。
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图 2 2.14 Ma以来的地磁极性柱、地磁漂移事件和相对古强度
黑色箭头对应地磁倒转；蓝色箭头对应确定的地磁漂移事件；红色箭头对应可能存在但有待确认的地磁漂移事件(据Roberts[7]修改)
Figure 2. Geomagnetic reversals and relative paleointensity variations for the last 2.14 Ma
Reversals (black arrows), validated excursions (blue arrows) and "possible" excursions (red arrows) all coincide with paleointensity minima
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图 3 Iceland Basin漂移期间的VGP路径(a)及Laschamp漂移期间的VGP路径(b)(据Laj等[100]修改)
Figure 3. (a) The path of Iceland Basin excursion and (b) The path of Laschamp excursion
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