中国新疆地区考古陶片的古地球磁场强度研究

1.造山带与地壳演化教育部重点实验室, 北京大学地球与空间科学学院, 北京 100871; 2. Department of Earth and Environmental Sciences, University of Rochester, Rochester, NY 14627; †通信作者, E-mail: bchuang@pku.edu.cn

摘要使用改进的 Thellier-Thellier 双加热方法, 对来自新疆昌吉、喀什以及塔什库尔干等地的考古陶片样品进行系统的古地球磁场强度实验和岩石磁学实验。结果显示, 部分样品携带稳定的原生剩磁, 从中获得约1000BC 至约 1200AD 之间的地球磁场强度数据。经过各项检验和校正后, 得到约 5×1022～11×1022 Am2 的虚轴向偶极矩(VADM)数据, 与同时期中国其他地区的 VADM 数据大致处于同一区间, 但是变化幅度较大, 与全球地磁场模型 SHAWQ2k 存在不一致之处。将所得数据与约 800AD 的中东地区古地球磁场强度峰值以及约200AD 的东亚地区古地球磁场强度峰值进行比较, 拟合结果表明, 中国新疆地区可能在约 540AD 时存在一个古地球磁场强度高峰, 达峰时间介于东亚地区与中东地区之间。这一结果与非偶极子场的西向漂移特征相符, 进一步说明该古地球磁场强度高峰可能与地球外核结构的演化相关。

由于地球磁场对太阳风和宇宙射线的屏蔽作用, 其存在与否以及磁场强度如何, 直接关乎地球生命的生存及演化。地球磁场能抑制宇宙和太阳高能粒子对大气中 H2O 等成分的电离, 也间接地影响整个水圈和生物圈, 并作用于其他地表过程[1]。地球磁场的定向性是诸多动物乃至微生物某些特定生命活动的基础, 对人类的导航、通信和深空探测等也至关重要。由于地球磁场的主磁场与地球外核流体的运动状态密切相关, 它也是研究地球深部结构及其演化历史的重要窗口[2]。但是, 人类对地球磁场的直接记录只有数百年时间, 在研究有人类记录之前的地球磁场时, 需要借助古地磁学方法, 利用已知年龄的磁性介质来解译古地球磁场信息。

作为一种考古材料, 陶瓷烧成后物理化学性质相对稳定, 载磁能力强, 是记录地球磁场信息的理想载体之一。此外, 陶片具有样品量大、时间分布跨度长以及地理分布范围广等优势, 在人类历史时期地球磁场强度的研究中具有巨大潜力。

目前, 考古材料古地球磁场强度的主流测量方法为 Tauxe 等[3]改进的 Thellier-Thellier 双加热方法, 即通过用从实验室已知磁场中获得的部分热剩磁(pTRM)逐步取代从历史时期地球磁场中获得的天然剩磁(NRM)来计算古地球磁场的强度。近年来, 该方法已大量应用于考古材料, 获得不同时代的古地球磁场强度数据[4–6], 但数据集中在欧洲、西亚和北美等区域, 其空间分布存在较大的不均衡性(图 1(a))。虽然在部分区域依靠较多的数据拟合出近似定量的地球磁场变化趋势, 但不同区域之间仍然停留在定性比较层面。受限于不同研究区域之间的距离, 在进行较大尺度的地球磁场变化讨论时, 难以进行直接的数据对比。例如, 虽然南欧、西亚和东亚地区同属欧亚大陆, 但大陆腹地数据的缺乏制约了对欧亚大陆东西两侧地球磁场变化联系的认识。Cai 等[5]的研究结果显示, 在 0—1000AD 时期, 东亚和中东地区均出现过地球磁场强度峰值, 且东亚的峰值出现时间比中东早, 似乎可解释为一次较为连续的, 具有西向漂移特征的地球磁场强度异常事件。但是, 由于东亚地区数据点集中于中国东部及日本, 与中东地区的数据点之间地理跨度较大, 两者的地球磁场强度高值究竟源于两个相对独立的局部异常, 还是受同一起事件影响, 成为尚待解决的科学问题。

作为中国东部与中亚地区的中间地带, 中国西部的古地球磁场强度数据稀少(图 1(b))[7], 且因相关工作的年代较早, 数据的可靠性和可验证性受到限制。因此, 补充中国西部的可靠数据, 将有助于构建一个横贯亚欧大陆的纬向数据分布带, 提高当前数据集的空间覆盖率, 从而有助于进一步探讨地球磁场整体的变化规律及内在机制。为此, 本文选取来自中国西部新疆地区有较详细年代信息的考古陶片样品作为研究材料, 进行系统的古地球磁场强度及岩石磁学实验, 以期获取可靠的古地球磁场强度数据, 并就所得数据对亚洲古地球磁场强度变化的意义进行讨论。

1 样品信息及前期处理

本文样品为采自新疆维吾尔自治区吉尔赞喀勒遗址、喀什汗诺依古城、北庭故城和塔西河沿岸(图 1(b))的考古陶片(图 2), 主要为夹砂红陶、红陶和灰陶。采样点基本信息如表 1 所示。

吉尔赞喀勒遗址位于塔什库尔干塔吉克自治县提孜那甫乡曲曼村, 陶片采自遗址墓葬中。墓葬出土的人骨、木材、炭屑和织物标本的 14C 测年结果为 650—450BC[8], 与考古学判断的年代[11]相符。

汗诺依古城遗址位于喀什市伯什克然木乡, 陶片采自遗址西城北部的窑炉内。出土窑炉内部炭灰的 14C 测年结果为 1010±35AD, 与其他考古证据相符[9]。

北庭故城遗址位于昌吉回族自治州吉木萨尔县, 陶片采自 3 个文化层。根据其中畜骨的系统 14C测年以及相互之间的打破或穿切关系[10], 3 个文化层的年代从老至新为 1161±87AD, 1198±101AD 和1299±42AD。

塔西河样品采自昌吉回族自治州玛纳斯县包家店镇塔西河村, 塔西河西岸的河流阶地上。对与陶片出土同层位的有机碳样品进行 14C 同位素定年, 所得年代为 1000—900BC。

为了确定样品中磁性矿物的类型、磁畴状态以及古地球磁场强度, 进行岩石磁学及古地球磁场强度实验。筛选具备氧化环境下烧制特征且未明显风化的样品, 用 STX-202A 型金刚石线切割机切为 1 cm×1cm×原始厚度的小块, 并用石英棉固定于 2 cm×2cm×2cm 的瓷质方盒中, 用于古地球磁场强度实验的加场、退磁和剩磁测量。所用瓷质方盒及石英棉已经过空白检验, 其剩磁在加场前后均小于背景值。切割下来的剩余部分, 用研钵磨成粉末, 进行磁化率–温度(χ-T)曲线测量以及一阶反转曲线(first order reversal curve, FORC)的岩石磁学实验。

2 岩石磁学实验

使用 MFK1 Kappabridge 磁化率仪测量 χ-T 曲线, 在北京大学构造磁学实验室完成。测量温度上限为 600～700℃, 升温和降温步长约为 6℃。考虑到古地球磁场强度实验中需将样品在空气中加热和冷却, 测量过程中未加氩气。实验结果显示, 部分样品升温曲线和降温曲线基本上重合, 指示加热前后样品的载磁能力未发生明显变化(图 3); 另一部分样品升温曲线与降温曲线存在较大的差异, 且加热前后磁化率发生改变, 指示加热过程中磁性矿物的载磁能力发生改变。例如, 样品 TX-1 在 300℃附近磁化率升高, 且冷却到室温后总磁化率升高, 可能因为其中包含的铁硫化物转变为磁铁矿。载磁矿物方面, 部分样品磁化率在 580℃附近明显下降, 并较快地接近零, 指示样品的载磁矿物以磁铁矿为主; 另有部分样品在超过 580℃时仍然有一定的磁化率, 且在约 650℃时降至零, 指示样品的载磁矿物除磁铁矿外, 还有部分赤铁矿。

使用 VSM3900 型振荡样品磁强计测量一阶反转曲线(FORC), 在中国地质科学院地质力学研究所完成。使用 FORCinel 程序[12], 通过局部方形网格进行二次多项式拟合, 平滑因子的取值为 3。代表性样品的 FORC 实验结果如图 4 所示, 多数样品的FORC 等值线呈窄长的沿横轴方向展布的水滴形态, 指示磁性颗粒间相互作用较弱[13]。FORC 的整体形态近似关于横轴对称, 但存在不同程度沿逆时针方向倾斜现象, 指示载磁矿物颗粒为单畴颗粒与涡旋态颗粒的混合。

3 古地球磁场强度实验

3.1 实验方法及数据筛选

结合理论依据[14]、前人已发表的同类型工作[5]以及样品的材质、数量和稀缺程度等情况, 本文选用 Tauxe 等[3]改进的双加热方法 IZZI (in field-zero field, zero field-in field)作为古地球磁场强度实验的基本方法。

使用 2G-755 低温超导磁力仪进行剩磁测量, 灵敏度为 1.0×10−12Am2。使用TD-48SC 热退磁炉进行热退磁, 温度误差小于 5℃, 炉内残留场约为 10nT。外加磁场由直流电源 PST-3201 施加, 大小为30μT, 精度为 0.1μT。根据岩石磁学实验结果设定温度梯度和区间, 低温段(200～500℃)温度梯度为50～100℃, 高温段(>500℃)温度梯度为 20℃。其中, 奇数步骤为“有场–零场”步骤, 即加热至此温度后, 在实验室已知场中冷却, 测量剩磁, 再加热至此温度, 在零场中冷却, 测量剩磁; 偶数步骤为“零场–有场”步骤, 加场及零场的顺序与前者相反。样品的加热和冷却过程均在空气中进行。

为了验证样品加热前后获得剩磁的能力是否发生改变, 在 300, 400, 500 和 540℃的“零场–有场”步骤中穿插部分热剩磁检验(pTRM check)[15], 即加热到一个较低的温度, 并且在实验室已知场中冷却, 然后测量剩磁, 若此时获得的剩磁与首次加热到此温度时获得的剩磁相差较大, 则认为样品的载磁能力已经改变, 古地球磁场强度结果不可信。常用所有 pTRM检验步骤中两次获得的 pTRM 相对差值最大值DRAT(difference ratio)[14]来衡量加热过程中样品获得热剩磁(TRM)的能力是否发生变化。

若样品 pTRM-NRM 拟合线的形态与直线偏差较大, 则表明样品磁学性质的非理想行为显著, 此时往往不能得到可靠的古地球磁场强度结果。通常借助多个参数, 综合判断样品是否属于此类情况。其中, pTRM-NRM 拟合直线斜率的标准差与该斜率绝对值的比值 β(即 Arai 图), 反映用于进行拟合计算的数据点的分散程度; NRM 退磁步骤的无限制拟合直线与过原点的拟合直线之间的夹角 DANG[3,16], 用于验证特征剩磁是否为原生剩磁; NRM 退磁曲线的最大角偏差 MAD[17], 用于反映拟合数据 NRM 的离散度; 在所选拟合点温度区间的退磁曲线占整个NRM退磁曲线的比例FRAC[18], 用于衡量是否拟合了退磁曲线的主体部分; 所选温度区间相邻温度点NRM 的最大差值占该区间内相邻温度点 NRM 差值总和的比例 Gmax[19], 用于检验退磁曲线是否具有跳跃过大的情况; 所选拟合点曲率的绝对值|k|, 用来检验用于磁场强度值计算的数据点是否因存在上凸或下凹的特征而可能对古地球磁场强度值造成影响[19]。上述各参数的筛选标准主要参考近年来国际上发表的类似工作[4–5,20–22], 筛选结果见表 2。

样品的热剩磁(TRM)各向异性会影响古地球磁场强度计算结果[23], 由于在制作工艺中涉及拉胚等步骤, 陶瓷样品中各向异性的影响一般较明显[24]。本研究依照 Veitch 等[25]的方法, 对通过筛选的样品进行 TRM 各向异性校正: 设定温度至最高退磁温度, 分别使每个样品在零场中冷却, 再在其±x, ±y和±z 轴方向的磁场中冷却, 测量 6 个剩磁数值, 获得 TRM 各向异性张量。最后, 重复一次+x步骤, 检验样品在加热过程中是否发生改变。

陶瓷等材料在古法烧制过程中需经数小时至数天的时间来冷却, 而实验室中加热后, 冷却过程一般较快(约 30分钟)。Dodson等[26]指出, 在相同的磁场中, 不同冷却速率下获得的 TRM 可能存在显著的差异。此推论已在天然样品和考古材料样品的实验中得到验证[27]。为消除冷却差异可能带来的误差, 根据 Genevey 等[28]的方法, 在零场冷却步骤后, 对通过筛选的样品进行“快速–慢速–快速”三步的冷却速率校正。其中, 快速冷却步骤在降温过程中开启风扇, 与前述其他古地球磁场强度实验步骤相同, 时长约为 30 分钟; 慢速冷却步骤不使用风扇, 整个冷却过程约为 6 小时。

说明: |k|min为每件样品标本中|k|的最小值, N为每件样品通过检验的标本数, σ为每件样品中各标本所得最终古地球磁场强度的标准差。

3.2 实验结果

使用 PmagPy 程序[29], 对 18 件样品共 102 个标本进行数据分析。部分代表性样品的 Arai 图和Zijderveld 图如图 5 所示, 其中包括通过各项检验的高质量标本(如 KH-1-1 和 PI-2-3)以及未通过检验的标本(如 M-22-2 和 KH-3-3)。

通过各项检验的样品, 其 Arai 图与 Zijderveld图通常整体上为直线型, 且 Zijderveld 图的直线指向原点, 与携带单一分量原生剩磁的理论预期一致。同时, pTRM check 过程中未表现出载磁能力发生明显的变化。虽然有个别温度点(通常在低温段)偏离, 但对整体曲线影响不大, 可将其去除, 剩余温度点的占比符合参数 FRAC≥0.75 的标准, 其余样品和标本因各项指标达不到要求而被排除。Arai 图常见的特征为整体上呈下凹或上凸形态, 或出现“之”字形弯折等, 此类样品常伴随 Zijderveld 图非单一分量的特征。如果样品记录的特征剩磁为在地球磁场中冷却获得的热剩磁, 则其各标本测得的古地球磁场强度从理论上讲应该相同。因此, 经校正后, 同一样品中各标本获得的古地球磁场强度值的标准差不应过大。最终, 7 件样品中共计 33 个标本通过各项检验。

为了排除采样点纬度不同造成的差异, 以便与他人的数据进行比较, 我们将所得的古地球磁场强度统一转换为去除采样点位置影响的虚地磁偶极矩(virtual axial dipole moment, VADM), 如表 3 所示。

4 讨论

根据各个遗址的定年数据以及通过实验获得的古地球磁场强度, 在约 1000BC 至约 1200AD 期间, 新疆地区 VADM 的变化范围为 5×1022～11×1022Am2。与已发表的中国区域内可靠古地球磁场强度数据进行对比(图 6(a)), 可见在该时间段内, 本文获得的新疆古地球磁场强度与中国其他地区大致处于同一区间, 但在 1000—900BC 及 1000—1100AD 变化率较大, 可达 8×1022Am2/ka。

将全球地磁场模型 SHAWQ2k[30]中新疆地区的古地球磁场强度换算为 VADM 值(图 6(b)), 结果显示新疆地区古地球磁场强度的变化较平缓, 整体变化幅度小于 3×1022Am2。然而, 本文获得的新疆地区古地球磁场强度显示, 在约 500BC 至约 1300AD之间发生过幅度为约 6×1022Am2 的显著变化, 与SHAWQ2k 模型不相符。原因在于, 除数据量较少带来的不确定性外, 可能还包括构建全球磁场模型时缺乏中国西部可靠的古地球磁场强度数据, 故在该区域显示的是邻区外推的结果, 未能展现实际的区域性变化。本研究在我国西部新疆喀什、昌吉和塔什库尔干地区获得可靠的古地球磁场 VADM 数据, 填补了作为东亚和东欧联系纽带的新疆地区地区人类历史时期古地球磁场记录的空白, 可以为进一步完善和细化全球地磁场模型的区域特征提供坚实的基础。

将本文获得的古地球磁场强度数据与 Cai 等[5]描述的中东地区和东亚地区 0—1000AD 的古地球磁场强度进行比较, 结果如图 7 所示。此期间东亚地区和中东地区出现的古地球磁场强度高峰, 无论是峰值大小还是峰形均较为接近, 并且时间仅间隔约500a, 可能属于同一事件。为了进一步验证上述猜想, 本文对 Cai 等[5]拟合得到的东亚地区和中东地区古地球磁场强度峰值取平均, 并进行时间平移, 计算时间平移后的峰值与本文各样品古地球磁场强度数据差值的平方和, 结果表明在约 540AD 方差达到极小值, 指示新疆地区此时可能也同样处于古地球磁场强度高峰。若这一推测成立, 则新疆地区古地球磁场强度达到峰值的时间恰好介于中东地区(约 800AD)与东亚地区(约 300AD)之间。结合新疆地区的地理位置, 该高峰的特征与非偶极子场西向漂移的假说相符, 即由于地核各圈层自转速度不同, 液态外核相较于固体地球自转速度稍慢, 导致地球磁场的部分特征在地表参考系下会向西移动[31–32]。同时, 若东亚地区东部、新疆地区和中东地区的高异常属于向西移动的同一峰值, 则该峰值向西移动的速度约为 0.15(°)/a, 这也与实际观测到的 0.08～ 0.23(°)/a 的近现代地球磁场西向漂移速度[33]相符。由于目前中国西部古地球磁场强度数据稀少, 仍然需进一步补充该区域不同年代的可靠数据, 以期对古磁场强度峰值的出现时间及变化趋势进行有力的约束。

说明: Banc 为样品经过校正后的古地球磁场强度值, σ为其标准差; n/N为该样品通过筛选的标本数/总标本数。

5 结论

1)本研究所用新疆地区考古陶片的主要载磁矿物为磁铁矿, 少数样品为磁铁矿和赤铁矿, 部分样品能够携带稳定的原生剩磁。

2)本研究首次获得中国新疆地区的可靠古地球磁场强度数据。在约 1000BC 至约 1200AD 期间, 新疆地区古地球磁场强度的范围为 5×1022～11×1022 Am2, 在相同时段内与中国其他地区已发表的数据大致处于同一区间。

3)在 1000—900BC 及 1000—1100AD 时段内, 新疆古地球磁场强度发生过显著的变化, 而非现有地磁场模型中呈现的平滑过渡。本文补充的数据可以为进一步完善全球地磁场模型的区域特征提供可靠的基础。

4)拟合结果表明, 新疆地区在约540AD可能存在一个古地球磁场强度高峰, 其峰值与约 800AD 的中东地区古地球磁场强度高峰以及约 200AD 的东亚地区古地球磁场强度高峰相近, 达峰时间则介于两者之间, 符合非偶极子场西向漂移的特征, 说明亚洲地区古地球磁场强度高峰可能与地球外核成因的非偶极子场有关。

致谢中国科学院地质与地球物理研究所唐自华研究员和北京大学地球与空间科学学院郭召杰教授提供考古陶片样品, 在此表示衷心感谢。

[1] Tarduno J A, Blackman E G, Mamajek E E. Detecting the oldest geodynamo and attendant shielding from the solar wind: implications for habitability. Physics of the Earth & Planetary Interiors, 2014, 233: 68–87

[2] Bono R K, Tarduno J A, Nimmo F, et al. Young inner core inferred from Ediacaran ultra-low geomagnetic field intensity. Nature Geoscience, 2019, 12(2): 143–147

[3] Tauxe L, Staudigel H. Strength of the geomagnetic field in the Cretaceous Normal Superchron: new data from submarine basaltic glass of the Troodos Ophio-lite. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 2004, 5 (2): Q02H06

[4] Selkin P A, Tauxe L. Long-term variations in palaeoin-tensity. Philosophical Transactions of the Royal Socie-ty of London, Series A: Mathematical, Physical and Engineering Sciences, 2000, 358: 1065–1088

[5] Cai S, Tauxe L, Deng C, et al. Geomagnetic intensity variations for the past 8 kyr: new archaeointensity re-sults from Eastern China. Earth and Planetary Science Letters, 2014, 392: 217– 229

[6] Ben-Yosef E, Millman M, Shaar R, et al. Six cen- turies of geomagnetic intensity variations recorded by royal Judean stamped jar handles. PNAS, 2017, 114 (9): 2160–2165

[7] Wei Q, Li D, Cao G, et al. The total intensity of geo-magnetic field in Southern China for the period from 4500 B. C. to A. D. 1500. Earth Planets & Space, 1986, 38(12): 1311–1322

[8] 巫新华, 唐自华, 王鹏, 等. 新疆塔什库尔干吉尔赞喀勒墓地发掘报告. 考古学报, 2015(2): 229–268

[9] 艾力江. 2018—2019 年度新疆喀什汗诺依遗址考古收获. 西域研究, 2021(4): 149–154

[10] 巫新华, 覃大海, 陈代明, 等. 北庭故城南门考古发掘情况与学术研究进展. 新疆艺术(汉文), 2019 (1): 4–13

[11] 木拉别克·斯瓦克. 新疆塔什库尔干河上游青铜时代至早期铁器时代考古学文化遗存研究[D]. 西安: 西北大学, 2018

[12] Harrison R J, Feinberg J M. FORCinel: an improved algorithm for calculating first-order reversal curve distributions using locally weighted regression smoo-thing. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 2013, 9(5): Q05016

[13] Roberts A P, Pike C R, Verosub K L. First-order re-versal curve diagrams: a new tool for characterizing the magnetic properties of natural samples. Journal of Geophysical Research. Biogeosciences, 2000, 105 (B12): 28461–28475

[14] Yu Y, Tauxe L, Genevey A. Toward an optimal geomagnetic field intensity determination technique. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 2004, 5(2): Q02H07

[15] Pick T, Tauxe L. Holocene paleointensities: thellier experiments on submarine basaltic glass from the east Pacific Rise. Journal of Geophysical Research Solid Earth, 1993, 98(B10): 17949–17964

[16] Tanaka H, Kobayashi T. Paleomagnetism of the late Quaternary Ontake Volcano, Japan: directions, inten-sities, and excursions. Earth, Planets and Space, 2003, 55(4): 189–202

[17] Kirschvink J L. The least-squares line and plane and the analysis of palaeomagnetic data. Geophysical Journal International, 1980, 62(3): 699–718

[18] Shaar R, Tauxe L. Thellier GUI: an integrated tool for analyzing paleointensity data from Thellier-type experiments. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 2013, 14(3): 677–692

[19] Paterson G A. A simple test for the presence of multi-domain behavior during paleointensity experiments. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 2011, 116: B10104

[20] Hong H, Yu Y, Lee C H, et al. Globally strong geo-magnetic field intensity circa 3000 years ago. Earth and Planetary Science Letters, 2013, 383: 142–152

[21] Cromwell G, Tauxe L, Staudigel H, et al. Paleoin-tensity estimates from historic and modern Hawaiian lava flows using glassy basalt as a primary source material. Physics of the Earth and Planetary Interiors, 2015, 241: 44–56

[22] Cai S, Tauxe L, Paterson G A, et al. Recent advances in Chinese archeomagnetism. Frontiers in Earth Sci-ence, 2017, 5: 92

[23] Aitken M J, Allsop A L, Bussell G D, et al. Deter-mination of the intensity of the Earth’s magnetic field during archaeological times: reliability of the Thellier technique. Reviews of Geophysics, 1988, 26(1): 3–12

[24] Chauvin A, Garcia Y, Lanos P, et al. Paleointensity of the geomagnetic field recovered on archaeomagnetic sites from France. Physics of the Earth and Planetary Interiors, 2000, 120(1/2): 111–136

[25] Veitch J, Hedley I, Wagner J J. An investigation of the intensity of the geomagnetic field during roman times using magnetically anisotropic bricks and tiles. Ar-cheology Science Geneva, 1984, 37: 359–373

[26] Dodson M, McClelland-Brown E. Magnetic blocking temperatures of single-domain grains during slow coo-ling. Journal of Geophysical Research, 1980, 85(B5): 2625–2637

[27] Santos C N, Tauxe L. Investigating the accuracy, pre-cision, and cooling rate dependence of laboratory-acquired thermal remanences during paleointensity ex-periments. Geochemistry Geophysics Geosystems, 2018, 20(1): 383–397

[28] Genevey A, Gallet Y. Intensity of the geomagnetic field in western Europe over the past 2000 years: new data from ancient French pottery. Journal of Geophy-sical Research: Solid Earth, 2002, 107(B11): EPM-1

[29] Tauxe L, Shaar R, Jonestrask L, et al. PmagPy: software package for paleomagnetic data analysis and a bridge to the Magnetics Information Consortium (MagIC) Database. Geochemistry, Geophysics, Geo-systems, 2016, 17(6): 2450–2463

[30] Campuzano S A, Gómez-Paccard M, Pavón-Carrasco F J, et al. Emergence and evolution of the South Atlantic anomaly revealed by the new paleomagnetic recon-struction SHAWQ2k. Earth and Planetary Science Let-ters, 2019, 512: 17–26

[31] Bullard E C, Freedman C, Gellman H, et al. The west-ward drift of the Earth’s magnetic field. Philoso- phical Transactions of the Royal Society of London, Series A: Mathematical and Physical Sciences, 1950, 243: 67–92

[32] Vestine E H, Kahle A B. The westward drift and geo-magnetic secular change. Geophysical Journal Inter-national, 1968, 15(1/2): 29–37

[33] Yukutake T. The westward drift of the Earth’s magnetic field in historic times. Journal of Geomagnetism and Geoelectricity, 1967, 19(2): 103–116

Geomagnetic Field Paleointensity Study on Archaeological Pottery from Xinjiang Uygur Autonomous Region, China

1. The Key Laboratory of Orogenic Belt and Crustal Evolution (MOE), School of Earth and Space Sciences, Peking University, Beijing 100871; 2. Department of Earth and Environmental Sciences, University of Rochester, Rochester, NY 14627; † Corresponding author, E-mail: bchuang@pku.edu.cn

Abstract A geomagnetic field paleointensity study using an improved double heating Thellier-Thellier type method (IZZI method) and a rock magnetic study were conducted on archaeological pottery samples from Changji, Kashgar, Tashkurgan, and other areas in Xinjiang Uyger Autonomous Region (China). The results show that some samples carried stable primary remanent magnetization, from which geomagnetic field paleointensity data between ≈1000BC and ≈1200AD were acquired. Series criteria were applied to select reliable result and corrections were performed to the paleointensity data. Virtual axial dipole moments (VADM) of ≈5×1022–11×1022 Am2 were obtained. The paleo-intensities obtained are roughly in the same range as the data published in other regions of China in the same period, but the amplitude of variation is significant, which is inconsistent with the global geomagnetic field model SHAWQ2k. The new data were compared with the geomagnetic field intensity peak in the Middle East region at ≈800AD and the geomagnetic field intensity peak in East Asia region at ≈200AD. The fitting results indicate a geomagnetic field intensity peak might exist in Xinjiang region at ≈540AD, with the time of reaching the peak between East Asia and the Middle East region. This result is consistent with the westward drift characteristics of non-dipole fields, further indicating that this geomagnetic field paleointensity peak may be related to the dynamics of the Earth’s outer core.

Key words geomagnetic field paleointensity; rock magnetic; Xinjiang Uygur Autonomous Region; archaeological pottery