東海外陸架厚層砂質(zhì)沉積巖石磁學(xué)特征

劉建興石學(xué)法*吳永華于曉曉單 新徐濤玉

(1.自然資源部 第一海洋研究所,山東 青島266061；2.自然資源部 海洋地質(zhì)與成礦作用重點實驗室,山東 青島266061；3.青島海洋科學(xué)與技術(shù)試點國家實驗室 海洋地質(zhì)過程與環(huán)境功能實驗室,山東 青島266237；4.中國科學(xué)院 海洋研究所,山東 青島266071；5.中國科學(xué)院大學(xué),北京100049)

近海陸架海域是連接陸地和大洋的橋梁和紐帶,其在不同時空尺度上的物質(zhì)循環(huán)和陸海相互作用等過程一直是海洋地球科學(xué)領(lǐng)域研究的前沿問題[1]。作為西太平洋典型的開放型邊緣海,東海海域遼闊,總面積約77萬km2,其中2/3為陸架,寬度400～500 km,最寬640 km,是世界上寬闊的陸架之一,整個陸架以60 m水深為界,劃分為內(nèi)陸架和外陸架兩部分[2]。陸架坡緩水淺,平均坡度和水深分別為58″和72 m,大部分區(qū)域的水深在150 m以淺,第四紀(jì)海面數(shù)十米至上百米升降可造成該區(qū)岸線在數(shù)百千米范圍內(nèi)進(jìn)退[3]。陸架沉積體系的形成和發(fā)育受多種因素控制,包括長江等入海河流帶來的巨量陸源物質(zhì)、冰期和間冰期旋回中的季風(fēng)氣候、海洋環(huán)流、潮流和波浪等動力條件以及區(qū)域沉降等[4-6]。因此,東海陸架沉積物記錄了豐富的環(huán)境演化信息,是研究第四紀(jì)古環(huán)境和氣候演變、海面波動、沉積地貌與動力響應(yīng)、季風(fēng)演化、構(gòu)造活動等的理想海域。

晚更新世冰期結(jié)束后,氣候轉(zhuǎn)暖,伴隨著海面的上升,太平洋潮波對東海陸架沉積過程的影響逐漸加強(qiáng),潮流對海底沉積物進(jìn)行強(qiáng)烈的侵蝕、搬運和再堆積,形成了多期次的潮流沙脊[3,7]。對東海陸架潮流沙脊的研究始于20世紀(jì)80年代末,Yang等[8]首次對其形態(tài)和成因進(jìn)行了比較系統(tǒng)的描述和探討。隨后,眾多學(xué)者從不同角度對其開展了深入研究,在沙脊的形成機(jī)制、分布范圍以及內(nèi)部構(gòu)型等方面取得了一系列的認(rèn)識[9-18]。然而,目前未見有關(guān)沉積物巖石磁學(xué)的報道。相比而言,鄰近的內(nèi)陸架、沖繩海槽以及南黃海等地區(qū)在沉積物巖石磁學(xué)研究方面則取得了豐碩的成果：對東海內(nèi)陸架泥質(zhì)區(qū)巖芯的研究表明沉積物中部分原生磁鐵礦遭受了一定程度的后期成巖改造,具有重要的古氣候指示意義[19-20]；葛淑蘭等[21]對沖繩海槽北部CSH1孔巖芯的研究,同樣發(fā)現(xiàn)自生鐵硫化物的存在,表明沉積物遭受了早期成巖作用,而對于該孔南部的Y179孔的研究則表明準(zhǔn)單疇(PSD)的陸源磁鐵礦是其沉積物中的主要磁性組分,其未發(fā)生明顯的成巖作用的影響[22]；劉健等[23-26]對南黃海冰后期沉積物做了大量的巖石磁學(xué)研究,發(fā)現(xiàn)海面升降對于磁性礦物的分布和成巖作用具有重要影響。相比而言,對于東海外陸架沉積物的巖石磁學(xué)研究則局限于表層沉積物[27],缺少對沙脊分布區(qū)的相關(guān)研究,特別是對于巖芯中磁性礦物性質(zhì)的把握。這必將嚴(yán)重阻礙對于沙脊乃至整個東海外陸架沉積的全面認(rèn)識以及相關(guān)磁性地層和古環(huán)境學(xué)研究的進(jìn)程。

綜上所述,本文將對取自東海外陸架潮流沙脊分布區(qū)的鉆孔中的厚層砂質(zhì)沉積物開展系統(tǒng)的巖石磁學(xué)研究,以期進(jìn)一步加深對該特殊地質(zhì)體的系統(tǒng)認(rèn)識,并有效填補(bǔ)對研究區(qū)鉆孔沉積物巖石磁學(xué)研究的空白,為后續(xù)相關(guān)研究提供參考。

1 材料與方法

在浙江沿岸外的東海陸架平原上,自等深線約60 m以深、在面積約7萬km2的海底,分布著我國最大的一片線狀沙脊群,表現(xiàn)為70～100 m的等深線出現(xiàn)急劇的腸狀彎曲(圖1)。沙脊呈NW—SE方向,長度100～200 km,起伏幅度可達(dá)20 m或者更大,主要取決于當(dāng)?shù)氐牡匦魏统练e動力學(xué)條件,是東海殘留砂的主要組成部分,同時也是全新世海侵對末次冰期沉積物加以改造的實例[28-29]。已有研究表明,殘留砂的年齡跨度比較分散,變化范圍為2 300～42 000 a BP,大多數(shù)集中在15 000～8 000 a BP,這也從側(cè)面印證了殘留砂是末次冰期的物質(zhì)在全新世海侵過程中經(jīng)過改造的產(chǎn)物[28]。殘留砂都在改造和變化的中途,改造的程度因地而異。當(dāng)流場較強(qiáng),特別是在大潮和強(qiáng)風(fēng)浪的作用下,改造程度更明顯[30]。

圖1 東海陸架潮流沙脊分布及DH03孔位置[13]Fig.1 Distribution of tidal sand ridges on the East China Sea continental shelf and location of the sediment core DH03[13]

所用DH03孔巖芯來自于自然資源部第一海洋研究所,于2015-09委托上海海洋石油局第一海洋地質(zhì)調(diào)查大隊利用“勘407”號海洋工程地質(zhì)綜合調(diào)查船在東海外陸架潮流沙脊區(qū)鉆取(圖1),其地理坐標(biāo)為(123°48′E,28°18′N),水深96 m,鉆孔實際進(jìn)尺深度101.6 m,平均采取率81.56%。巖芯自獲取到分樣期間一直在4℃條件下保存。沉積物粒度分析使用儀器為英國Malvern公司生產(chǎn)的Mastersizer 2000型激光粒度儀,結(jié)果顯示巖芯上部0～48.2 m層位為分選較好的細(xì)砂-粉砂質(zhì)砂,與下伏的黏土質(zhì)粉砂層界限清晰(圖2),可能存在沉積間斷。結(jié)合早期研究結(jié)果[13-16],認(rèn)為該層位屬于潮流沙脊沉積。為深入研究厚層砂質(zhì)沉積物的巖石磁學(xué)特征,我們在中科院地質(zhì)與地球物理研究所古地磁與年代學(xué)實驗室進(jìn)行了測試。

以約1 m為間距采集55份沉積物樣品,在＜30℃進(jìn)行烘干并取適量裝入特制的膠囊中。利用美國普林斯頓儀器公司(Princeton Instruments)生產(chǎn)的Micro Mag 3900型可變梯度振動磁力儀,測量樣品的磁滯回線(Loop)、等溫剩磁(Isothermal Remanent Magnetization,IRM)獲得曲線和反向場退磁曲線以及代表性樣品的一階反轉(zhuǎn)曲線(First-Order Reversal Curve,FORC)。測量所用飽和場為1.5 T,測量步長為5 m T,平均觀測時間300～500 ms；FORC測量數(shù)量為100條,借助Harrison和Feinberg編制的軟件[31]對所獲數(shù)據(jù)進(jìn)行處理,得到相應(yīng)的FORC圖。

圖2 東海外陸架DH03孔巖芯上部50 m沉積物的巖性特征和粒度分析結(jié)果Fig.2 Lithologic features and results of grain-size analysis for sediments from the upper 50 m of core DH03 on the outer shelf of East China Sea

利用邊長2 cm的無磁性塑料方盒以約10 cm為間距采集321個定向樣品并稱重。首先,在KLY-4S自動旋轉(zhuǎn)卡帕橋上測量樣品的體積磁化率并進(jìn)行質(zhì)量歸一化(質(zhì)量磁化率χ)；之后,待天然剩磁的交變退磁測量完成后,利用2G-Enterprise脈沖磁力儀依次對樣品施加1 T的正向場和0.3 T的反向場,并在2G-760R超導(dǎo)磁力儀上測量相應(yīng)的等溫剩磁,分別記為IRM1T和IRM-0.3T,參數(shù)Sratio=(1-IRM-0.3T/IRM1T)/2用來指示樣品中高低矯頑力磁性組分的相對含量,其變化范圍為0～1,分別代表純的赤鐵礦或針鐵礦和純的磁鐵礦端元,即其值越大表示低矯頑力組分的比例越高[32]。

三軸等溫剩磁熱退磁參考Lowrie的操作方法[33]：取適量沉積物固定在無磁性陶瓷小方盒中,沿其3個正交方向(即z,y,x軸)上,利用MC-1型脈沖磁力儀依次施加2.50,0.50和0.05 T的場,并在2G-760R超導(dǎo)磁力儀上測量其剩磁,即3個方向上的剩磁分別代表樣品中的高、中、低矯頑力組分；其后,在TD-48熱退磁爐內(nèi)逐步加熱,溫度范圍為80～690℃,步長20～50℃,并在每一步加熱后分別測量其剩磁。

低溫曲線測量在MPMS-5XL系統(tǒng)下完成：取適量沉積物裝入特制膠囊中并固定,在零場狀態(tài)下將樣品冷卻至20 K,施加2.5 T的場使樣品獲得一等溫剩磁,撤掉外場,以5 K/min的速率逐漸升溫至室溫(300 K),期間,測量剩磁隨溫度的變化。

2 結(jié)果與討論

2.1 磁性礦物類型

所有樣品的Loop和IRM獲得曲線均顯示其在300 m T的場之前已基本達(dá)到飽和狀態(tài)(圖3)；其矯頑力(Hc)和剩磁矯頑力(Hcr)的變化范圍分別為2.81～24.77 m T和21.39～54.52 m T,平均值分別為8.84和30.98 m T(圖4a和圖4b)；Sratio值較高,變化范圍為0.90～1.00,平均值為0.96(圖4c)。實驗結(jié)果一致表明沉積物中的磁性礦物以低矯頑力組分(如磁鐵礦)為主導(dǎo)。

圖3 典型樣品的磁滯回線和等溫剩磁獲得線Fig.3 Loops and IRM acquisition curves for representive samples

利用特征溫度曲線可以進(jìn)一步明確沉積物中的磁性礦物。代表性樣品的三軸IRM熱退磁結(jié)果表明：作為主導(dǎo)磁性礦物的低-中矯頑力組分在被加熱至600℃之前已經(jīng)基本解阻(圖5a和圖5b),這直接表明磁鐵礦是砂質(zhì)沉積物中的主要磁性礦物[34]。此外,部分樣品的中等矯頑力組分所攜帶的剩磁在250～400℃明顯降低,其對應(yīng)的FORC圖也顯示存在一中心矯頑力約為60 m T的單疇(SD)組分(圖6b),結(jié)合已有研究[35],推斷該類樣品的磁性組分中存在一定量的膠黃鐵礦(Fe3S4)。最后,幾乎所有樣品中均含有極少量的高矯頑力組分,對應(yīng)的最大解阻溫度約為680℃,中矯頑力組分在此溫度下也幾乎完全解阻,說明樣品中還存在少量的赤鐵礦[34]。

圖4 DH03孔巖磁學(xué)參數(shù)隨深度的變化Fig.4 Variations of rock-magnetic parameters versus depths in the core DH03

低溫測量的優(yōu)勢為磁性礦物在低溫條件下幾乎不發(fā)生化學(xué)變化且與測量儀器有關(guān)的干擾較小,因為某些磁性礦物存在特征的低溫轉(zhuǎn)換現(xiàn)象[36]。例如,化學(xué)計量的磁鐵礦在110～120 K的Verwey轉(zhuǎn)換[37]、某些赤鐵礦在250 K附近的Morin轉(zhuǎn)換[38]、單斜磁黃鐵礦在30～34 K之間的Besnus轉(zhuǎn)換[39],而膠黃鐵礦不具備低溫轉(zhuǎn)換[35]。DH03孔所有測試樣品的低溫曲線均可觀測到十分明顯的Verwey轉(zhuǎn)換(圖5c和圖5d),進(jìn)一步表明了磁鐵礦普遍存在于樣品中。

2.2 磁性礦物含量

在磁性礦物組成一定的情況下,物質(zhì)的磁學(xué)性質(zhì)取決于磁性礦物的含量和粒徑。因樣品中的主要磁性礦物為磁鐵礦,故可將其在1 T的場下獲得的剩磁即IRM1T視為飽和等溫剩磁(Saturation Isothermal Remanent Magnetization,SIRM)。在此,選取質(zhì)量磁化率χ和SIRM兩個參數(shù)作為反映沉積物中磁性礦物含量的指標(biāo)。已有研究表明,當(dāng)磁鐵礦的粒徑大于超順磁(SP)-SD界限后,其磁化率幾乎不隨顆粒大小變化,或者僅稍有增加[40]。然而,當(dāng)沉積物中SP磁性礦物的含量較明顯時,由于其磁化率比單疇及以上的顆粒大得多,卻不產(chǎn)生剩磁,使得χ不能有效地指示磁性礦物含量變化；此外,沉積物中黏土礦物的順磁性以及水和碳酸鈣等物質(zhì)的抗磁性對磁化率值的影響也不容忽視[41]。此時,SIRM將更加真實地反映磁性礦物的含量?？傊?要視具體情況而定。

圖5 典型樣品的溫度特征曲線Fig.5 Curves of thermal demagnetization of three-axis IRM and variations of IRM versus temperature for representative samples

實驗結(jié)果顯示,DH03孔砂質(zhì)沉積層的χ波動幅度較大,變化范圍為(17.85～1 671.91)×10-8m3/kg,平均值為62.62×10-8m3/kg,絕大部分樣品的值在200×10-8m3/kg以下,僅有4個樣品的值超過200(圖4d),為了清晰反映磁化率的整體變化,特將這4個χ高值單獨標(biāo)出。相對于χ的波動幅度,SIRM的變化范圍明顯較小,為(1.04～33.50)×10-3Am2/kg,平均為4.69,特別是上部約0～20 m層位的值更加穩(wěn)定(圖4)。整體而言,χ和SIRM的變化趨勢較為一致,但仍有相當(dāng)層位存在不一致甚至是相反的變化趨勢,分析認(rèn)為有2方面原因：1)某些層位存在一定量的SP磁性顆粒,使得χ明顯升高,而SP顆粒不能攜帶剩磁,而導(dǎo)致SIRM變化不明顯或者呈現(xiàn)低值；2)部分層位的原生碎屑鐵氧化物及一些含鐵礦物發(fā)生了一定程度的成巖改造,生成了SD的鐵硫化物(如膠黃鐵礦,這類樣品往往具有相對較高的Hc值),使得亞鐵磁性礦物的含量明顯增加而導(dǎo)致SIRM和χ可能都明顯升高,由于χ對SD顆粒最不敏感[34],且細(xì)粒(如SP)磁性礦物在還原成巖過程中優(yōu)先被溶解[42],從而導(dǎo)致SIRM值明顯升高而χ變化不明顯或者降低,類似現(xiàn)象在鄰區(qū)的南黃海也有報道[43]。顯然,SIRM在此更能真實反映鉆孔中載磁組分含量。

2.3 磁性礦物粒徑

磁性礦物的粒徑可通過磁疇狀態(tài)進(jìn)行劃分,從細(xì)到粗依次為SP-SD-PSD-MD(多疇),也可通過不同磁學(xué)參數(shù)的比值進(jìn)行比較和估算。磁滯參數(shù)：飽和剩余磁化強(qiáng)度(Mrs)與飽和磁化強(qiáng)度(Ms)之比和Hcr與Hc之比,即Mrs/Ms和Hcr/Hc構(gòu)成的Day氏圖[44-46]可以用來確定亞鐵磁性礦物的磁疇狀態(tài)。然而,對自然樣品進(jìn)行投點時,其往往位于PSD區(qū)域。這就存在多種可能性：樣品本身系PSD顆粒；也可以是SP或者SD與MD顆?；旌系慕Y(jié)果。為了解決這一問題,一般將Day圖和FORC圖結(jié)合起來使用,原因在于不同磁疇狀態(tài)的磁性顆粒在FORC圖上會呈現(xiàn)相應(yīng)的特征[47]。

DH03孔砂質(zhì)沉積物磁滯參數(shù)的比值在Day圖上的分布較為分散,除大部分位于PSD區(qū)域,另有一定數(shù)量的樣品接近MD區(qū)域,且磁性礦物的粒徑和相應(yīng)沉積物的巖性并不存在很好的對應(yīng)關(guān)系(圖6)。這與以往對東海外陸架表層沉積物的研究結(jié)果[22]十分相似,說明該區(qū)沉積物中所含磁性礦物的粒徑不論是在空間上還是在時間上的變化都比較劇烈。同時,代表性樣品的FORC圖則更加清晰地顯示出SP-SD-MD多元磁疇狀態(tài)的混合(圖6b)以及較單一的MD等信號(圖6c)。此外,參數(shù)SIRM/χ也可用于指示樣品中磁性組分的粒徑[36],DH03孔SIRM/χ(圖4)的變化與Bc和Bcr(圖4)具有很好的協(xié)同性,其高值同樣指示了SD顆粒的存在。

圖6 DH03孔樣品磁滯參數(shù)比值的Day氏投影[45-46]和典型樣品的一階反轉(zhuǎn)曲線(FORC)Fig.6 Day-plot[45-46]of samples from the core DH03 and the FORC diagrams for representative samples

2.4 巖石磁學(xué)意義

有效識別沉積物中磁性礦物及其性質(zhì)是合理解譯磁性地層并得到準(zhǔn)確年代框架的前提,同時也是進(jìn)行古環(huán)境學(xué)研究的基礎(chǔ)[48]。由于陸架區(qū)的沉積環(huán)境復(fù)雜,導(dǎo)致其沉積物中磁性礦物的組成和來源復(fù)雜,這將對古地磁和環(huán)境磁學(xué)研究產(chǎn)生深刻影響。例如,渤海和南黃海長巖芯開展古地磁學(xué)研究過程中,發(fā)現(xiàn)部分以粗粒磁性礦物為主要載磁組分的層位,其特征剩磁明顯受到后期地磁場的改造,發(fā)生重磁化現(xiàn)象[48-49]；陸架沉積物中比較常見的自生鐵硫化物(主要是膠黃鐵礦),可在上覆沉積層厚度達(dá)到3～30 m后形成[42],嚴(yán)重滯后于相應(yīng)沉積層發(fā)生的時間；當(dāng)膠黃鐵礦和大顆粒的磁鐵礦共存時,由于磁相互作用,也可發(fā)生自反轉(zhuǎn)現(xiàn)象[48]。顯然,只有對陸架沉積物中的磁性礦物進(jìn)行系統(tǒng)深入的研究,有效把握磁性礦物的性質(zhì),才能建立合理可信的磁性地層年代框架。

除了傳統(tǒng)的磁極性地層年代學(xué)方法外,相對古地磁場強(qiáng)度(RPI)變化曲線也常常被用來建立海洋沉積序列的年齡框架,特別是對于底界年齡未達(dá)到布容-松山極性轉(zhuǎn)換(B/M：約0.78 Ma)的巖芯[41,50],該方法的作用顯得更加突出。然而,并非所有巖芯都可應(yīng)用該方法,需要滿足一定的前提條件,即“磁性均一性”標(biāo)準(zhǔn)：磁性礦物以磁鐵礦為主,粒徑變化為準(zhǔn)單疇(1～15μm),含量變化不超過10倍[51]。因此,沉積物巖芯在開展地磁場相對古強(qiáng)度研究前,必須進(jìn)行詳細(xì)的巖石磁學(xué)研究,以此來判斷RPI方法的適用性并對其準(zhǔn)確性進(jìn)行檢驗。

從DH03孔厚層砂質(zhì)沉積的巖石磁學(xué)結(jié)果來看,其磁性礦物不論是在種類還是性質(zhì)上都具有一定的復(fù)雜性：既存在大量磁鐵礦,又含有極少量的赤鐵礦,且部分層位的原生鐵氧化物受到一定程度的后期成巖改造而形成少量的次生鐵硫化物,如膠黃鐵礦,這與該區(qū)全新世以來較高的有機(jī)碳供給和快速的沉積物堆積密切相關(guān)；磁性礦物的粒徑分布非常分散,涵蓋各種磁疇狀態(tài),且與相應(yīng)沉積物的巖性不存在明顯的對應(yīng)關(guān)系(圖6)。這為后續(xù)的磁性地層學(xué)研究奠定了基礎(chǔ)。顯然,上述磁性礦物的特征表明不論是傳統(tǒng)的磁極性地層還是地磁場相對古強(qiáng)度方法在研究區(qū)的應(yīng)用可能都具有一定的困難和挑戰(zhàn)性。

此外,厚層砂質(zhì)沉積中磁性礦物對于認(rèn)識研究區(qū)的沉積環(huán)境、物質(zhì)來源以及水動力過程也具有很好的指示作用。Liu等[27]根據(jù)東海外陸架表層細(xì)粒沉積物中磁性礦物濃度的變化趨勢,推斷老黃河和長江物質(zhì)是其主要來源；此外,與本文研究結(jié)果相似,表層沉積物中磁性礦物的粒徑變化也很分散,與巖性對應(yīng)性較差。這表明東海外陸架沉積物中的磁性礦不論是在橫向(空間)上還是在縱向(時間)上都具有一定的復(fù)雜性。同時,本研究所揭示的磁性礦物的性質(zhì)相對于表層沉積物[27]以及內(nèi)陸架[19-20]和南黃海[23-26]等鄰近地區(qū)更為復(fù)雜。這可能與潮流沙脊區(qū)物質(zhì)來源的多元化和沉積環(huán)境的多變性的直接相關(guān)。另外,磁性礦物粒徑的分布特征還可能暗示了與沙脊區(qū)頻繁受到大潮和強(qiáng)風(fēng)浪等影響有關(guān)；部分層位次生鐵流化物的存在則指示了陸源有機(jī)碳和沉積速率的快速增加[13]?？傊?東海外陸架厚層砂質(zhì)沉積物中的磁性礦物具有重要的古環(huán)境意義,值得作進(jìn)一步研究。

3 結(jié) 語

通過對東海外陸架DH03孔巖芯上部48.2 m砂質(zhì)沉積物巖石磁學(xué)的研究,結(jié)合巖芯沉積學(xué)特征,獲得如下認(rèn)識：砂質(zhì)沉積物中磁性礦物以陸源碎屑磁鐵礦為主,另含極少量的赤鐵礦；部分層位原生鐵氧化物發(fā)生了一定程度的成巖改造,形成了一定量的自生膠黃鐵礦；磁性礦物的粒徑分布非常分散,從單疇到多疇,或為多種磁疇狀態(tài)的混合,或以某一磁疇為主,且與巖性無明顯相關(guān)性。初步推斷上述磁性礦物及其性質(zhì)的復(fù)雜性不僅與物源有關(guān),也指示了后期水動力對砂質(zhì)沉積物的強(qiáng)烈改造?？傊?該研究不僅有效填補(bǔ)了該區(qū)鉆孔沉積物巖石磁學(xué)研究的空白,為下一步古地磁和環(huán)境磁學(xué)等相關(guān)研究奠定了基礎(chǔ),同時也將促進(jìn)對東海外陸架潮流沙脊沉積的全面理解。