蘭州盆地漸新世沉積物巖石磁學(xué)性質(zhì)探究

張鵬, 敖紅, 安芷生, 王千鎖, 3

1 中國科學(xué)院地球環(huán)境研究所，黃土與第四紀(jì)地質(zhì)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 西安 710061 2 中國科學(xué)院大學(xué), 北京 100049 3 南京師范大學(xué)地理科學(xué)學(xué)院, 江蘇省環(huán)境演變與生態(tài)建設(shè)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 南京 210046

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蘭州盆地漸新世沉積物巖石磁學(xué)性質(zhì)探究

張鵬1,2, 敖紅1, 安芷生1, 王千鎖1, 3

1 中國科學(xué)院地球環(huán)境研究所，黃土與第四紀(jì)地質(zhì)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 西安 710061 2 中國科學(xué)院大學(xué), 北京 100049 3 南京師范大學(xué)地理科學(xué)學(xué)院, 江蘇省環(huán)境演變與生態(tài)建設(shè)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 南京 210046

我國西北地區(qū)出露大量富含哺乳動物化石的“第三紀(jì)紅層”, 探明這些地層的巖石磁學(xué)特征對進(jìn)一步開展磁性地層、環(huán)境磁學(xué)和古氣候?qū)W研究具有重要意義. 本文對青藏高原東北緣蘭州盆地漸新世地層進(jìn)行了詳細(xì)的巖石磁學(xué)研究, 分別確定了咸水河組下部砂巖和泥巖中磁性礦物含量、種類及其在加熱過程中的轉(zhuǎn)變; 并結(jié)合X射線衍射, 漫反射光譜和粒度分析等非磁學(xué)手段, 揭示了磁性礦物種類與沉積環(huán)境的關(guān)系. 結(jié)果表明, 剖面底部和頂部的砂巖為河道沉積, 磁性礦物含量較低, 主要為高矯頑力的赤鐵礦和針鐵礦; 中部泥巖為湖相沉積, 指示了一個(gè)相對穩(wěn)定的靜水沉積環(huán)境, 其磁性礦物含量比砂巖要高, 不僅含有高矯頑力的赤鐵礦和針鐵礦，也含有低矯頑力的磁鐵礦. 在巖石磁學(xué)和環(huán)境磁學(xué)結(jié)果的基礎(chǔ)上，結(jié)合野外考察和古生物證據(jù), 我們推測蘭州盆地在晚漸新世為半濕潤半干旱的氣候條件, 這為赤鐵礦的生成提供了有利條件, 導(dǎo)致盆地中富含赤鐵礦的紅色泥巖廣泛發(fā)育.

巖石磁學(xué); 環(huán)境磁學(xué); 蘭州盆地; 第三紀(jì)紅層

1 引言

蘭州盆地新生代地層出露良好, 并且蘊(yùn)含大量哺乳動物化石(邱占祥等, 1997; 王伴月和邱占祥, 2000; 頡光普, 2004; Qiu et al., 2013), 在第三紀(jì)(古近紀(jì)和新近紀(jì))地質(zhì)學(xué)、古生物學(xué)、地層學(xué)、古氣候?qū)W和古地磁學(xué)等研究領(lǐng)域都占有舉足輕重的地位(Flynn et al., 1999; Yue et al., 2001; 岳樂平等, 2003; 頡光普, 2004; Miao et al., 2013; Qiu et al., 2013). 同時(shí), 蘭州盆地地處我國西北干旱區(qū)和東南季風(fēng)濕潤區(qū)的過渡地區(qū), 也是西風(fēng)帶與季風(fēng)帶的交匯處, 獨(dú)特的地理位置為研究亞洲內(nèi)陸干旱化, 東亞季風(fēng)演化及其與西風(fēng)之間的相互關(guān)系提供了材料.

目前, 已經(jīng)有學(xué)者在蘭州盆地咸水河組及其周邊的“第三紀(jì)紅層”進(jìn)行了古生物、沉積構(gòu)造、古地磁、磁性地層和古環(huán)境等相關(guān)研究(Flynn et al., 1999; Yue et al., 2001; 岳樂平等, 2003; 頡光普, 2004; Miao et al., 2013; Qiu et al., 2013), 在取得重要認(rèn)識的同時(shí)也存在一些爭議. 例如, 在整個(gè)隴中盆地, 關(guān)于漸新世紅色泥巖(臨夏盆地塔拉組, 西寧盆地謝家組和蘭州盆地咸水河組)的成因目前還存在爭議, 有學(xué)者根據(jù)地質(zhì)調(diào)查和沉積環(huán)境判斷其為湖相沉積(Fang et al., 2003; 岳樂平等, 2003; Abels et al., 2011). 近年來, 也有學(xué)者根據(jù)同位素示蹤、粒度分析和元素分析等結(jié)果提出隴中盆地的紅泥巖與中國黃土高原底部紅粘土同為風(fēng)成沉積(Garzione et al., 2005; 張?jiān)聦毜? 2012; Zhang et al., 2014).

沉積物中磁性礦物的形成、搬運(yùn)、沉積和改造過程都受到外界環(huán)境的影響, 環(huán)境磁學(xué)正是一門對上述過程進(jìn)行反演的學(xué)科(Verosub and Roberts, 1995; Dekkers 1997; Liu et al., 2012; 鄧成龍等, 2007). 目前環(huán)境磁學(xué)因測試方便、簡單、快捷等優(yōu)點(diǎn)而被廣泛用于海洋沉積物、現(xiàn)代湖泊沉積物和中國黃土—古土壤序列之中, 并且取得了重要成果. 例如, 中國第四紀(jì)黃土—古土壤序列的磁化率曲線可以作為東亞夏季風(fēng)的替代性指標(biāo), 與深海氧同位素對比, 從而揭示出中國粉塵堆積、季風(fēng)與全球冰量存在密切聯(lián)系(An et al., 1991; Ding et al., 2002). 我國西部第三紀(jì)紅層廣泛發(fā)育且成因和來源復(fù)雜，這導(dǎo)致環(huán)境磁學(xué)在其中的應(yīng)用受到一定限制.為了更好地將環(huán)境磁學(xué)應(yīng)用于第三系紅層研究中，首先需要對沉積物進(jìn)行詳細(xì)的巖石磁學(xué)研究, 全面了解沉積物中磁性礦物的成分和來源等基本特征.

本研究選擇蘭州盆地東南的對亭溝剖面, 對出露的咸水河組下部沉積地層開展了詳細(xì)的巖石磁學(xué)工作, 并配合漫反射光譜分析和粒度分析等手段, 對蘭州盆地咸水河組沉積物的磁學(xué)特征、形成過程和沉積環(huán)境等進(jìn)行了探討, 為在該地區(qū)開展磁性地層工作和古氣候研究工作提供了重要參考.

2 地質(zhì)背景與實(shí)驗(yàn)材料

蘭州盆地是隴中盆地的次級盆地(圖 1a), 其古近紀(jì)和新近紀(jì)地層主要分布于黃河以北, 西至野狐城, 向東延伸至朱家井—高山村一線(岳樂平等, 2003). 自下而上, 蘭州盆地的新生代地層單元包括: 西柳溝組、野狐城組、咸水河組和臨夏組. 底部的西柳溝組是一套以河流相為主的桔紅色塊狀疏松砂巖沉積, 其角度不整合于下伏白堊統(tǒng)河口群之上. 中部的野狐城組是紫紅色泥巖與砂巖互層, 以中下部含石膏夾層為特征, 是一套典型的湖相沉積(翟毓沛和蔡體梁, 1984). 上部的咸水河組以褐黃、棕紅色砂質(zhì)泥巖為主, 前期地質(zhì)調(diào)查工作認(rèn)為其是一套河湖相沉積, 咸水河組底部和中部分別為標(biāo)志性的厚層黃色砂巖和白色砂礫巖, 這兩層砂巖之間還有一套巨厚的紅色泥巖沉積(翟毓沛和蔡體梁, 1984) (圖1b, 1c). 但是最近也有研究認(rèn)為其中的紅色泥巖可能為風(fēng)成沉積(張?jiān)聦毜? 2012; Zhang et al., 2014).臨夏組則以紅色泥巖與銹黃色砂礫巖互層為特征. 自20世紀(jì)70年代以來, 在蘭州盆地的咸水河組發(fā)現(xiàn)了大量哺乳動物化石. 在下咸水河組底部的黃色砂巖和巨厚紅色泥巖分別產(chǎn)出南坡坪動物群和峽溝動物群; 中咸水河組底部的白色砂礫巖產(chǎn)出廟嘴子動物群和張家坪動物群, 中部的紅泥巖中的砂巖條帶產(chǎn)出對亭溝動物群(邱占祥等, 1997; 頡光普, 2004; Qiu et al., 2013). 這些哺乳動物群為蘭州盆地年代框架的建立提供了重要參考, 也為蘭州盆地古氣候的研究工作提供了重要依據(jù).

本文研究的對亭溝剖面(36.21°N, 103.61°E)位于蘭州市皋蘭縣境內(nèi), 距離蘭州市區(qū)26 km(圖1a). 樣品的采集工作集中在中咸水河組下部的白色砂礫巖和下咸水河組的紅色泥巖和黃色砂巖(圖1b, 1c), 采樣剖面厚度約170 m, 剖面底部為咸水河組與野狐城組的界線. 泥巖的采樣間隔為10 cm, 砂巖的采樣間隔約為50 cm, 礫石層采樣間隔為2 m. 根據(jù)前期的生物地層學(xué)研究，本剖面的年代為晚漸新世至早中新世最早期，而Yue 等 (2001)的磁性地層結(jié)果表明, 咸水河組和野狐城組的界線落在C12r極性帶的上部, 年代大約為31.5 Ma, 與生物地層學(xué)吻合較好.

3 實(shí)驗(yàn)方法

首先從野外采集的每一個(gè)樣品中都取約10 g粉末樣品烘干后裝入無磁立方體盒子(邊長為2 cm)中, 稱取質(zhì)量后用Bartington MS2型雙頻(4650 Hz和465 Hz)磁化率儀對樣品分別進(jìn)行高頻磁化率(質(zhì)量歸一化為hf)和低頻磁化率(質(zhì)量歸一化為lf)測量, 并計(jì)算了頻率磁化率百分比fd%(fd%= (lf-hf)/lf×100%). 隨后將樣品置于峰值為100 mT的交變退磁場中疊加一個(gè)穩(wěn)定的大小為0.05 mT的直流場(H)從而獲得其非磁滯剩磁(ARM), 用2G-755型超導(dǎo)磁力儀完成剩磁測量, 并計(jì)算了ARM磁化率(ARM= ARM/H, 其中ARM為單位質(zhì)量的樣品獲得的非磁滯剩磁). 最后對樣品進(jìn)行了等溫剩磁(IRM)測量, 利用ASC IM-10-30脈沖磁化儀對樣品分別加300 mT和2500 mT的脈沖磁場, 然后在零磁空間利用AGICO公司生產(chǎn)的JR-6A雙速自動旋轉(zhuǎn)磁力儀分別完成剩磁測量. 定義IRM300 mT和SIRM分別為樣品在300 mT和2500 mT下的IRM, 并且根據(jù)這兩個(gè)值計(jì)算了軟磁性礦物所占比例S*-ratio(S*-ratio=IRM300 mT/SIRM)和硬磁性礦物的等溫剩磁HIRM*(HIRM*= SIRM-IRM300mT).

圖1 蘭州盆地位置圖(a)和對亭溝剖面野外照片(b, c)Fig.1 Location of the Lanzhou Basin (a), and field photographs of the Duitinggou section (b, c)

根據(jù)整個(gè)剖面磁化率, ARM和S*-ratio等的變化特征, 取代表性樣品進(jìn)行了等溫剩磁(IRM)獲得曲線, 磁化率隨溫度變化曲線(-T曲線)和磁滯回線的測試. 等溫剩磁獲得曲線利用ASC IM-10-30脈沖磁化儀對樣品加恒定的直流場, 加場步驟為33步, 所加最大磁場為2500 mT, 用JR-6A雙速自動旋轉(zhuǎn)磁力儀分別完成每一步的剩磁測量.-T曲線的測量采用AGICO公司生產(chǎn)的MFK1 FA型卡帕橋多頻磁化率儀進(jìn)行測量, 加熱區(qū)間為40 ℃～700 ℃, 為避免加熱過程中受到空氣的氧化, 測試在氬氣環(huán)境下進(jìn)行. 磁滯回線的測量在VSM 3900變梯度磁力儀上完成, 測量所加最大場為1 T, 測量間隔為8 mT, 并且根據(jù)曲線在800～1000 mT之間的斜率, 計(jì)算了順磁磁化率p.

進(jìn)行漫反射光譜(DRS)測試時(shí), 首先將樣品烘干, 并研磨至200目以下, 稱取約5 g樣品, 以聚乙烯作為固定劑, 在壓樣機(jī)上壓成圓餅狀, 然后在Cary 4000紫外—可見分光光度計(jì)進(jìn)行光譜掃描和測量, 掃描范圍為400～700 nm, 掃描間隔1 nm, 掃描速度為600 nm/min. 在進(jìn)行X射線衍射實(shí)驗(yàn)之前, 我們還利用強(qiáng)磁鐵對樣品進(jìn)行了磁選: 首先將樣品略微研磨, 用稱量紙包裹在強(qiáng)磁鐵表面, 將樣品中的磁性礦物吸附至稱量紙表面, 然后將磁鐵移開, 收集稱量紙上的顆粒, 反復(fù)進(jìn)行以上操作, 直至收集到足夠的粉末樣品. X射線衍射分析用荷蘭帕納科公司的 X′pert Pro 衍射儀(銅靶)進(jìn)行, 測量之前將樣品研磨過200目, 掃描速度為 2°/min, 掃描范圍為 5°～60°. 進(jìn)行粒度測試之前采用較徹底的前處理方法(鹿化煜和安芷生, 1997), 以除去與成壤作用有關(guān)的有機(jī)質(zhì)、碳酸鹽和粘土礦物等. 粒度測試所用儀器為Mastersizer 2000全自動激光粒度儀, 測量范圍為0.02～2000 μm.

以上所有實(shí)驗(yàn)均在中國科學(xué)院地球環(huán)境研究所黃土與第四紀(jì)地質(zhì)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成.

4 實(shí)驗(yàn)結(jié)果

4.1 磁學(xué)參數(shù)隨深度變化特征

磁化率與磁性礦物的類型和含量密切相關(guān)(劉青松和鄧成龍, 2009; Liu et al., 2012). 鐵磁性和亞鐵磁性礦物(如單質(zhì)鐵, 磁鐵礦和磁赤鐵礦)的磁化率較高; 反鐵磁性礦物(如赤鐵礦和針鐵礦)的磁化率較低. 對亭溝剖面的低頻磁化率值在0～20×10-8m3/kg間變化. 砂巖和砂礫石巖層位, 磁化率非常低, 普遍小于8×10-8m3/kg, 在部分層位磁化率值與順磁性磁化率p接近(圖2b). 與砂巖和砂礫石巖相比, 泥巖層位的磁化率值相對較高, 基本都大于8×10-8m3/kg, 最高為～20×10-8m3/kg(圖 2b). 剖面中較低的磁化率表明鐵磁性礦物如磁鐵礦、磁赤鐵礦含量較低, 特別是在砂巖層位. 此外, 磁化率還與磁性顆粒的粒徑、測量的溫度和所用頻率有關(guān). 當(dāng)變動測量頻率時(shí), 只對在超順磁/單疇臨界點(diǎn)附近的顆粒影響最大, 因此頻率磁化率作為兩個(gè)頻率磁化率的差值, 是用來鑒別樣品中超順磁(SP)顆粒(一般為20～25 nm)的有效指標(biāo)(Thompson and Oldfield, 1986; 劉青松等, 2007).對亭溝剖面的頻率磁化率都低于5% (圖2c), 頻率磁化率隨深度變化曲線呈現(xiàn)出與低頻磁化率相似的變化特征, 說明沉積物中所含的SP顆粒含量比較低，頻率磁化率值可能主要受控于樣品中磁性礦物總體含量的變化.

SIRM主要反映了磁性礦物含量的變化, 其值也表現(xiàn)出在泥巖層位高, 砂巖層位低的特征(圖2e), 這說明泥巖中磁性礦物含量相對較高. HIRM*主要反映高矯頑力磁性礦物(如赤鐵礦和針鐵礦)含量的變化, 在剖面中也表現(xiàn)出在泥巖層位高, 砂巖層位低的特征(圖2f), 說明泥巖中高矯頑力磁性礦物含量比砂巖的要高. S*-ratio可反映低矯頑力磁性礦物與高矯頑力磁性礦物相對含量變化(Thompson and Oldfield, 1986). 泥巖的S*-ratio值較穩(wěn)定, 在0.5左右(圖2g), 表明低矯頑力組分含量較低，高矯頑力組分含量較高; 砂巖樣品則波動較大, 表明其磁性礦物含量變化復(fù)雜.

從以上分析可以看出, 泥巖層位的磁化率、ARM磁化率和SIRM等相比砂巖層位明顯要高, 指示了這兩種巖性具有不同的磁性礦物特征. 因此, 為了探究其磁性礦物種類、含量等特征, 我們選擇兩種巖性的代表性樣品進(jìn)行了詳細(xì)的巖石磁學(xué)、X射線衍射和漫反射光譜分析.

4.2 巖石磁學(xué)特征

4.2.1 磁化率隨溫度變化特征

圖2 對亭溝剖面環(huán)境磁學(xué)參數(shù)和平均粒度粒度隨深度變化 (a) 巖性； (b) 低頻磁化率(lf，用圓點(diǎn)表示)和順磁性磁化率(p, 用正方形表示)； (c) 頻率磁化率百分比(fd)； (d) 非磁滯剩磁磁化率(ARM)； (e) 飽和等溫剩磁(SIRM)； (f) HIRM*； (g) S*-ratio； (h) 平均粒徑.Fig.2 Variations of environmental magnetic parameters and mean grain-size versus depth (a) Lithology; (b) Low field magnetic susceptibility (lf, points) and paramagnetic magnetic susceptibility (p, squares); (c) Percentage of frequency dependent susceptibility (fd); (d) Susceptibility of the anhysteretic remanent (ARM); (e) Saturation isothermal remanent magnetization (SIRM); (f) Hard isothermal remanent magnetization (HIRM*); (g) S*-ratio; (h) Mean grain-size.

圖3 (a) ARM與lf散點(diǎn)圖; (b) SIRM與lf散點(diǎn)圖. 實(shí)心(空心)圓代表泥巖(砂巖)Fig.3 Scatter plots of ARM versus lf (a) and SIRM versus lf(b). Solid (open) circles represent mudstone (sandstone)

圖4 典型樣品的磁化率隨溫度變化曲線(-T曲線) 紅色實(shí)線(藍(lán)色虛線)代表加熱(冷卻)曲線.Fig.4 Temperature dependence of magnetic susceptibility for typical samples Red solid (blue dashed) lines represent heating (cooling) curves.

4.2.2 等溫剩磁獲得曲線及其組分分離

樣品的IRM在外場從0增加到300 mT過程中快速增高, 在300 mT時(shí)的剩磁強(qiáng)度達(dá)到總強(qiáng)度的一半左右(圖5), 這與樣品中含有軟磁性(低矯頑力)礦物(磁鐵礦)是一致的. 然而, IRM隨外加磁場繼續(xù)逐步增加至2500 mT的過程中也呈現(xiàn)逐步增加的趨勢, 并且在2500 mT時(shí)也未到達(dá)飽和, 這表明樣品中含有硬磁性(高矯頑力)礦物(赤鐵礦和針鐵礦). 為了定量分析樣品中高矯頑力磁性礦物的貢獻(xiàn), 我們采用改進(jìn)過的累積對數(shù)高斯模型(CLG) (Stockhausen, 1998; Kruiver et al., 2001)對樣品的磁性組分進(jìn)行了分離(圖5, 表1). 結(jié)果顯示, 樣品軟磁性組分對IRM的貢獻(xiàn)都在20%以下, 證明硬磁性組分在樣品中占主導(dǎo). 砂巖樣品的高矯頑力組分的矯頑力特別高(>2000 mT); 而泥巖樣品的高矯頑力組分的矯頑力卻不突出, 在600 mT左右(表 1). 這可能是因?yàn)樯皫r中磁性礦物含量低, 高矯頑力組分往往會主導(dǎo)某一層位的磁學(xué)性質(zhì). 例如, 當(dāng)樣品中只含有矯頑力非常高的針鐵礦(矯頑力可達(dá)幾十特斯拉(Dekkers, 1989))會表現(xiàn)出很強(qiáng)的高矯頑力特征. 而泥巖里磁性礦物含量相對較多, 表現(xiàn)出來的總是混合的磁性礦物的特征.

4.2.3 磁滯特征

不管是砂巖中的樣品, 還是泥巖中的樣品, 都顯示了大量順磁性顆粒的貢獻(xiàn) (圖6a—6d), 在經(jīng)過順磁矯正(校正系數(shù)為70)后, 典型樣品的磁滯回線如圖6e—6h所示. 總體來看, 砂巖樣品和泥巖樣品展示出截然不同的磁滯特征. 砂巖樣品在500～800 mT之間閉合, 且只具有輕微的細(xì)腰特征(圖6e, 6f), 這表明樣品中高矯頑力組分對剩磁貢獻(xiàn)相對較大. 而泥巖樣品都具有非常明顯的細(xì)腰特征(圖6g, 6h),而且在800 mT還未完全閉合, 說明高矯頑力組分和低矯頑力組分同時(shí)對泥巖樣品的剩磁有貢獻(xiàn)(Roberts et al., 1995).

圖5 典型樣品的等溫剩磁獲得曲線、線性獲得曲線和梯度獲得曲線Fig.5 Isothermal remanent magnetization (IRM) acquisition curves, linear acquisition plots and gradient of acquisition plots for typical samples

DepthComponentSIRM(absolute)log(B1/2)B1/2/mTContributionofIRM/(%)DP22.0m10.251.6140.74310.4320.563.422630.27690.61146.4m10.111.5636.24160.3720.583.796157.27841.0342.2m10.151.4931.00170.3520.742.75556.90830.5471.1m10.211.4729.83130.2221.472.82658.14870.80

注：B1/2為IRM達(dá)到SIRM一半時(shí)所加磁場; DP是離散系數(shù).

圖6 典型樣品磁滯回線特征(Ms為磁化強(qiáng)度) (a—d) 原始數(shù)據(jù); (e—h) 順磁矯正后數(shù)據(jù).Fig.6 Hysteresis loops for typical samples (Ms, magnetization) (a—d) Raw data; (e—h) Data after paramagnetic adjustment.

圖7 典型樣品加熱前后X射線衍射圖譜對比(Ch, 綠泥石; i, 伊利石; Q, 石英; Cal, 方解石; Fd, 長石)Fig.7 XRD spectra for typical unheated and heated samples (Ch, chlorite; I, illite; Q, quartz; Cal, calcite; Fd, fieldspar)

圖8 典型樣品漫反射光譜的二階導(dǎo)數(shù)圖譜 I424 (I535)代表針鐵礦(赤鐵礦)峰值.Fig.8 Second derivative spectra of typical samples I424 (I535) represents band intensity of the goethite (hematite).

圖9 典型樣品的粒度分布曲線Fig.9 Particle-size distributions of typical samples

圖10 對亭溝剖面樣品的C-M分布圖 C和M分別代表樣品累積含量為1%和50%時(shí)對應(yīng)的粒徑, 三角形(圓形)代表砂巖(泥巖)樣品.Fig.10 C-M plots of the samples in the Duitinggou section C and M represent the grain-size corresponding to the cumulative contents of 1% and 50% respectively. Triangles (circles) represent sandstone (mudstone) samples.

4.3 X射線衍射分析

為了判斷樣品中礦物種類, 我們選取代表性樣品進(jìn)行了X射線衍射分析, 并且用強(qiáng)磁鐵對樣品進(jìn)行了磁選, 對磁選出的樣品也進(jìn)行了X射線衍射分析. 泥巖層位全樣和磁選過的樣品差異并不大, 都以石英、長石、方解石和粘土礦物(綠泥石和伊利石)為主. 但是對于砂巖樣品, 磁選前只有石英、長石和方解石的峰, 磁選過的樣品還出現(xiàn)了粘土礦物的信息. 然而可能因?yàn)闃悠分写判缘V物含量太低, 并沒有在泥巖和砂巖中檢測到磁性礦物的峰(圖7). 另外, 我們對測試過-T曲線的樣品也進(jìn)行了X射線衍射分析, 用來區(qū)分磁化率隨溫度升高而引起的磁性礦物的轉(zhuǎn)變. 將加熱前后的曲線對比, 發(fā)現(xiàn)加熱后的曲線中綠泥石對應(yīng)的特征峰都消失了, 這說明在氬氣環(huán)境加熱下, 綠泥石發(fā)生了分解, 分解出來的鐵可能為新生成的磁鐵礦提供了鐵源(Ao et al., 2009)或者充當(dāng)了赤鐵礦向磁鐵礦轉(zhuǎn)變的還原劑 (Zhang et al., 2012).

4.4 漫反射光譜分析

漫反射光譜分析(DRS)可以有效鑒定樣品中赤鐵礦和針鐵礦的相對含量(Deaton and Balsam, 1991; Scheinost et al., 1998) .對漫反射光譜進(jìn)行二階求導(dǎo), 二階導(dǎo)數(shù)中424 nm和535 nm附近的波谷和其后一個(gè)波峰的差值定義為I424和I535, 可以分別用這兩個(gè)值來代表樣品中針鐵礦和赤鐵礦的含量(Scheinost et al., 1998; Torrent et al., 2007). 從圖8可以看出, 砂巖樣品的I424值和I535值均比泥巖樣品低很多, 表明泥巖中赤鐵礦和針鐵礦的含量比砂巖中的含量要高.

4.5 粒度分析

對碎屑沉積物的粒度分析可以作為判斷其沉積環(huán)境和沉積動力的重要依據(jù)(Folk and Ward, 1957; Visher, 1969; Lu et al., 2001). 本剖面20～40 m的砂巖礫石層未進(jìn)行粒度測試, 其余層位的平均粒徑為8～200 μm (圖2h), 泥巖樣品較細(xì), 平均為10～20 μm, 砂巖層樣品較粗, 為20～200 μm. 從粒度分布曲線(圖9)可以看出: 泥巖樣品在0.5 μm處存在一個(gè)峰值, 在5～50 μm之間出現(xiàn)第二個(gè)峰值, 呈現(xiàn)出典型的雙峰分布, 表明其物源相對單一, 而且顆粒較細(xì). 砂巖樣品在0.5～1000 μm之間存在若干峰值, 顯示了多峰分布的特征, 表明沉積物來源廣泛, 這與河流相沉積的特征相吻合.C-M圖是利用粒度特征與沉積動力的關(guān)系繪制而成的一種成因圖解,C和M分別代表樣品累積含量為1%和50%時(shí)對應(yīng)的粒徑(Passega, 1964). 在判斷沉積環(huán)境時(shí), 可以將樣品的數(shù)據(jù)投影到C-M圖上, 通過與已知沉積環(huán)境的投影對比來大致推測其沉積環(huán)境和沉積過程中的動力條件. 泥巖樣品的投影位于均勻懸浮與遠(yuǎn)洋懸浮之間, 而砂巖樣品位于遞變懸浮與均勻懸浮之間(圖10), 說明這兩種巖性的沉積動力與沉積環(huán)境有著顯著區(qū)別.

5 討論

5.1 泥巖和砂巖巖石磁學(xué)性質(zhì)差異

蘭州盆地咸水河組紅泥巖的磁化率特征與蘭州盆地南部的南山和鳳凰山剖面(Zhang et al., 2014)的紅泥巖, 以及西寧盆地塔山(Zhang and Guo, 2014)和謝家剖面(脫世博等, 2013)的紅泥巖類似, 平均值都在10-8m3/kg量級(圖2b). 這表明, 第三紀(jì)紅層大都表現(xiàn)出較低的磁化率. 沉積物中磁化率的貢獻(xiàn)主要來自亞鐵磁性礦物(如磁鐵礦). 雖然反鐵磁性礦物(如赤鐵礦和針鐵礦)也對磁化率有貢獻(xiàn), 但比亞鐵磁性礦物要低幾百倍, 因此它們對樣品總磁化率的貢獻(xiàn)通常不大(劉青松和鄧成龍, 2009).

泥巖S*-ratio的值穩(wěn)定在0.5左右, 表明亞鐵磁性礦物相對含量穩(wěn)定(圖2g). IRM獲得曲線組分分離結(jié)果(圖5, 表1)表明, 泥巖樣品可以分為一個(gè)低矯頑力組分(B1/2約為30 mT)和一個(gè)高矯頑力組分(B1/2約為600 mT), 并且高矯頑力組分對IRM的貢獻(xiàn)比較高, 在80%以上. 此外, 泥巖樣品的磁滯回線表現(xiàn)出強(qiáng)烈的細(xì)腰特征(圖6c,6d), 這也證明樣品中存在兩種矯頑力差距較大的組分(Roberts et al., 1995; 敖紅, 2008). 漫反射光譜對于高矯頑力反鐵磁性的赤鐵礦和針鐵礦十分敏感, 從泥巖樣品二階導(dǎo)數(shù)圖譜可以看出，赤鐵礦和針鐵礦的峰都比較明顯(圖9a,9b), 表明這兩種磁性礦物在泥巖中大量存在. 針鐵礦和赤鐵礦對于磁化率的貢獻(xiàn)都比較低, 但是針鐵礦對于SIRM的貢獻(xiàn)又要比赤鐵礦低將近一個(gè)數(shù)量級(Peters and Dekkers, 2003), 因此我們認(rèn)為高矯頑力的貢獻(xiàn)主要來自赤鐵礦, 針鐵礦的貢獻(xiàn)只有在赤鐵礦含量很低時(shí)才體現(xiàn)出來.

因此可以判斷, 泥巖中含有少量磁鐵礦, 但是因?yàn)槠漭^高的磁化率, 還是主導(dǎo)了樣品磁化率的變化. 另外, 赤鐵礦和針鐵礦在樣品中也大量存在, 雖然在-T曲線上不容易表現(xiàn)出來, 但是在IRM獲得曲線, 磁滯回線和漫反射光譜上還是可以鑒別出來. 針鐵礦在沉積物中可以使沉積物顏色變黃, 但是如果其中再混入紅色的赤鐵礦, 這就很容易把其他顏色覆蓋, 而整體展現(xiàn)出紅色(Scheinost and Schwertmann, 1999; Chen et al., 2002). 正是由于赤鐵礦在我國西部第三紀(jì)紅層中普遍存在, 才導(dǎo)致其顏色發(fā)紅.

砂巖樣品的磁化率和SIRM都較低(圖2b, 2e), 這表明其中磁性礦物總量和亞鐵磁性礦物含量都很低. 從-T曲線上可以判斷出少量磁鐵礦在砂巖樣品中的存在. IRM組分分離結(jié)果顯示其硬磁性組分具有較高的矯頑力(表1). 其磁滯回線也表現(xiàn)出順磁性礦物的特征(圖6a, 6b), 但是經(jīng)過順磁矯正, 在500～800 mT之間已經(jīng)閉合, 而且細(xì)腰特征不強(qiáng)烈, 表明其中雖然存在高矯頑力和低矯頑力磁性礦物，但是這兩種磁性礦物的含量差異相對較大. 漫反射光譜的二階導(dǎo)數(shù)圖譜顯示(圖8a), 砂巖樣品的I535和I424值比泥巖低很多, 表明砂巖中赤鐵礦和針鐵礦的含量都比泥巖低. 但是對于某些砂巖樣品(圖8), 其赤鐵礦含量非常少, 但是針鐵礦含量稍高, 所以導(dǎo)致其IRM獲得曲線值雖然很低, 但是高矯頑力分量矯頑力尤其高(表1). 基于以上分析, 砂巖中磁性礦物含量很低, 含有極少量磁鐵礦, 赤鐵礦和針鐵礦在砂巖中分布不均, 部分層位針鐵礦含量較高.

5.2 磁性礦物特征與沉積環(huán)境演變

首先我們根據(jù)野外觀測的沉積特征和實(shí)驗(yàn)室的粒度分析結(jié)果來大致判斷其沉積環(huán)境. 研究剖面底部(即下咸水河組底部)的黃色砂巖具交錯層理, 分選差, 中間夾雜較多小礫石. 研究剖面頂部(即中咸水河組底部)的若干層白色砂巖也具交錯層理, 但是分選好, 磨圓度也較高. 砂巖樣品的頻率分布曲線顯示了多峰分布的特征(圖10a), 是典型的河道沉積的特征. 砂巖樣品粒度參數(shù)在C-M圖的投影, 位于遞變懸浮和均勻懸浮之間. 因此, 這兩種砂巖都屬于河道沉積, 但是黃色砂巖以粗砂-中砂為主, 屬于近源河道, 白色砂巖以細(xì)砂為主, 屬于遠(yuǎn)源河道(岳樂平等, 2003). 底部的黃砂巖因?yàn)橛腥舾蓪狱S色粗砂巖而得名, 但是其主體顏色依舊是青灰色(圖1c), 這和白砂巖相似(圖1b), 從顏色我們就可以看出砂巖應(yīng)該是處于還原沉積環(huán)境. 在砂巖沉積中, 大量細(xì)粒磁性礦物被溶解, 沉積下來的磁性礦物又長期處于還原環(huán)境, 所以會導(dǎo)致其中的亞鐵磁性礦物逐漸轉(zhuǎn)變?yōu)殍F的硫化物或者氫氧化物(Ao et al., 2010; 劉秀銘等, 2007), 因而導(dǎo)致其磁性礦物含量低, 這很可能是砂巖樣品磁化率低的重要原因.

通過對研究剖面中部(即下咸水河組)的紅泥巖進(jìn)行的詳細(xì)野外調(diào)查, 我們發(fā)現(xiàn)其巖性質(zhì)地均一, 無沉積層理, 說明沉積過程比較穩(wěn)定. 泥巖的平均粒度較細(xì), 雖然與黃土高原紅粘土類似, 但是這并不能作為其風(fēng)成成因的依據(jù), 因?yàn)橥ㄟ^C-M圖, 我們發(fā)現(xiàn)泥巖的投影都位于均勻懸浮與遠(yuǎn)洋懸浮之間(圖11), 也就是說, 其沉積過程經(jīng)歷了較好的分選, 處于接近靜水的條件. 又根據(jù)蘭州盆地偏北的永登剖面和偏南的鳳凰山剖面在下咸水河組中沉積的紅泥巖厚度明顯變小, 中間夾雜著大量砂巖, 我們可以判斷對亭溝剖面在早漸新世晚期時(shí)處于靠近湖中心的位置, 沉積物經(jīng)過遠(yuǎn)距離分選, 導(dǎo)致其粒度變細(xì)(圖2h), 泥巖含量較高. 此段泥巖所含的磁性礦物相對較高, 而湖泊中沉積物一般都是來自近源盆地侵蝕形成的碎屑物質(zhì), 由地表徑流所帶來. 因此泥巖中磁性礦物應(yīng)該與地表所含磁性礦物密切相關(guān).

我國西部的黃土-古土壤和紅粘土序列中, 含有大量SP磁性顆粒, 并且熱穩(wěn)定性較差的磁赤鐵礦也是其中一種重要的磁性礦物 (劉青松等, 2007; 鄧成龍等, 2007; Liu et al., 2012). 但是通過詳細(xì)的巖石磁學(xué)分析, 我們在咸水河組紅泥巖中并沒有發(fā)現(xiàn)熱穩(wěn)定性較差的磁赤鐵礦存在的證據(jù)(樣品在加熱到300～400 ℃時(shí)磁化率沒有顯著降低(圖4)), 而且其中SP顆粒含量也非常低, 這有可能暗示紅泥巖的成因與風(fēng)成的紅粘土和黃土不同. 通過我們野外觀察和前面的粒度分析結(jié)果, 我們推斷對亭溝剖面紅泥巖可能為湖相沉積, 而且沉積時(shí)其位于靠近湖泊中心的位置. 但是, 我們并不能否認(rèn)其中風(fēng)成物質(zhì)的加入, 因?yàn)楸姸嗟刭|(zhì)證據(jù)確實(shí)表明泥巖中的細(xì)粒組分比之前增加(Zhang et al., 2014)了, 并且其來源與黃土高原風(fēng)成堆積類似, 都是來自亞洲內(nèi)陸(Garzione et al., 2005).

綠泥石一般是在化學(xué)風(fēng)化較弱的地區(qū)(如冰川或者寒冷干旱的環(huán)境)才能保存下來, 因?yàn)樵诨瘜W(xué)風(fēng)化過程中, 綠泥石很容易分解釋放出鎂和鐵(Proust et al., 1986). 因此, 泥巖樣品X射線衍射圖譜上綠泥石的存在(圖8)說明漸新世的蘭州盆地的化學(xué)風(fēng)化并不強(qiáng)烈. 剖面泥巖中的峽溝動物群中發(fā)現(xiàn)了大量跳鼠化石, 其形態(tài)特征表明晚漸新世蘭州盆地氣候與現(xiàn)在的西北地區(qū)的氣候類似, 為稀樹草原或者干旱的溫帶草原環(huán)境(王伴月和邱占祥, 2000); 對整個(gè)剖面上部廟嘴子動物群, 中部峽溝動物群和底部南坡坪動物群不同種屬的統(tǒng)計(jì)分析表明, 早漸新世晚期以來, 哺乳動物都以草原和森林植物混合為主, 其中草原植物占主導(dǎo)地位(頡光普, 2004). 這都說明了蘭州盆地從早漸新世晚期以來, 已經(jīng)處于半濕潤半干旱區(qū), 其植被覆蓋以稀樹草原和干旱的溫帶草原為主, 森林植被較少. 干旱的環(huán)境也有利于地表中赤鐵礦的生成, 大量裸露的表土是蘭州盆地古湖重要的碎屑物質(zhì)來源, 因此這可能是泥巖中赤鐵礦含量較高的原因之一.

6 結(jié)論

對蘭州盆地對亭溝剖面中砂巖和泥巖這兩個(gè)地層單元進(jìn)行了系統(tǒng)的巖石磁學(xué)分析, 結(jié)果表明磁化率低的砂巖中磁性礦物含量較少, 高矯頑力磁性礦物(赤鐵礦和針鐵礦)占主要成分; 磁化率高的泥巖中磁性礦物含量高, 軟磁性礦物(磁鐵礦)和硬磁性礦物(赤鐵礦和針鐵礦)同時(shí)存在. 砂巖的形成環(huán)境為河道沉積, 并且其中的磁性礦物可能發(fā)生了溶解, 使得其磁化率相對較低. 泥巖的形成環(huán)境為湖相, 推測其物源來自地表徑流從裸露地表帶來的碎屑物質(zhì), 其磁性礦物的種類含量與物源密切相關(guān). 漸新世晚期半干旱的氣候背景有利于赤鐵礦的生成, 所以導(dǎo)致盆地中大量橘紅色赤鐵礦含量較高的泥巖廣泛發(fā)育.

致謝 趙輝博士參加了野外采樣, 姜兆霞博士在數(shù)據(jù)處理方面給予指導(dǎo), 與劉青松研究員進(jìn)行了有益討論, 在此表示感謝. 兩位審稿人對本文的修改意見給了作者很多指導(dǎo)和幫助, 提升了本文的質(zhì)量, 在此一并表示感謝.

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(本文編輯 胡素芳)

Rock magnetism properties of Oligocene sediments in the Lanzhou Baisn

ZHANG Peng1,2, AO Hong1, AN Zhi-Sheng1, WANG Qian-Suo1,3

1StateKeyLaboratoryofLoessandQuaternaryGeology,InstituteofEarthEnvironment,ChineseAcademyofSciences,Xi′an710061,China2UniversityofChineseAcademyofSciences,Beijing100049,China3KeyLaboratoryofEnvironmentalEvolutionandEcologicalConstructofJiangsuProvince,CollegeofGeographyScience,NanjingNormalUniversity,Nanjing210046,China

The Lanzhou Basin, located in the convergence zone of monsoon region of southeast China and arid region of northwest China, has the potential to reveal the onset time of aridification in Central Asia and the evolutionary history of East Asia monsoon. Its well developed mammalian fossil-bearing Cenozoic sequences provide valuable material to understand the chronology of the strata and the environmental evolution of the NE Tibetan Plateau. Here we present detailed rock magnetic results from the Duitinggou section in the Lanzhou Basin to explore the relationship between the magnetic minerals and sedimentary environment.Environmental magnetic parameters, e.g., low field magnetic susceptibility (lf), percentage of frequency dependent magnetic susceptibility (fd%), susceptibility of the anhysteretic remanent (ARM), saturation isothermal remanent magnetization (SIRM) and high coercivity (hard) remanent magnetization (HIRM*) were measured to identify the content of the magnetic minerals and the variation of these magnetic minerals in different lithologies. Rock magnetic measurements (e.g., temperature dependence of magnetic susceptibility (-T), isothermal remanent magnetization (IRM) and hysteresis loops) were carried out to explore the type of the magnetic minerals. Moreover, non-magnetic methods (e.g., X-ray diffraction (XRD) and diffuse reflection spectrum (DRS)) were employed to discriminate the magnetic minerals. The grain-size analysis helps to distinguish different sedimentary environment.The values oflf,fd%,ARM, SIRM and HIRM*of the sandstone are much lower than that of mudstone, which indicates the relatively low concentration of the total magnetic minerals in the sandstone. Thefd% is less than 5% and varies with the content of the magnetic minerals, suggesting the low concentration of the superparamagnetic particles (SP) in the section. The sharp drop ofat 500～600 ℃ in the heating curves indicates the presence of magnetite. All samples have an increasedduring cooling after heated to 700 ℃, which may result from the neoformation of the fine-grained magnetic minerals. Furthermore, the XRD results show that chlorite provides iron source (Fe2+) or reducing agent for newly formed fine-grained ferrimagnetic minerals, which leads to increased. The component analyses of IRM acquisition curves suggest that both low-coercivity component and high-coercivity component contribute to the acquired IRM, in which the high-coercivity component accounts for more than 69%. Consistent with these rock magnetic results, the hysteresis loops of the mudstone samples is wasp-waisted and not closed at 800 mT, which indicates that both high and low coercivity components exist in the mudstone. But the hysteresis loops of the sandstone are thin and less wasp-waisted, indicating the dominance of high coercivity component. The second derivative spectra of DRS display a higher content of hematite and goethite in the mudstone than in the sandstone. The grain-size parameters imply a fluvial sedimentary environment for the sandstone and lacustrine facies for the mudstone.The concentration of magnetic minerals in the sandstone is low, and dominated by high-coercivity component (goethite and hematite). The magnetic minerals in the sandstone is related to a fluvial reduction condition, which are dissolved or converted to weak magnetic minerals, leading to the low concentration of magnetic minerals. The mudstone contains more magnetic minerals, including low coercivity (magnetite) and high-coercivity (hematite and goethite) component. We speculate that the mudstone is lacustrine facies according to the field investigation and grain-size analysis. The semiarid environment in the Lanzhou Basin gives rise to the formation of the hematite in the surface soil and enhances the erosion of the surface soil (with extremely weak pedogenesis), thus providing the lake with detrital deposit rich in hematite.

Rock magnetism; Environmental magnetism; Lanzhou Basin; Tertiary red beds

10.6038/cjg20150721.

國家重點(diǎn)基礎(chǔ)研究計(jì)劃(2013CB956402),國家自然科學(xué)基金項(xiàng)目(41174057, 41290253)和黃土與第四紀(jì)地質(zhì)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室開放基金共同資助.

張鵬, 男, 1987年生, 中國科學(xué)院地球環(huán)境研究所博士研究生, 主要從事磁性地層和環(huán)境磁學(xué)研究. E-mail: zhangpeng@ieecas.cn

10.6038/cjg20150721

P318

2015-02-18，2015-07-01收修定稿

張鵬, 敖紅, 安芷生等.2015.蘭州盆地漸新世沉積物巖石磁學(xué)性質(zhì)探究.地球物理學(xué)報(bào)，58(7):2445-2459,

Zhang P, Ao H, An Z S, et al.2015. Rock magnetism properties of Oligocene sediments in the Lanzhou Baisn.ChineseJ.Geophys. (in Chinese),58(7):2445-2459,doi:10.6038/cjg20150721.