东海外陆架厚层砂质沉积岩石磁学特征

刘建兴石学法*吴永华于晓晓单 新徐涛玉

(1.自然资源部 第一海洋研究所,山东 青岛266061；2.自然资源部 海洋地质与成矿作用重点实验室,山东 青岛266061；3.青岛海洋科学与技术试点国家实验室 海洋地质过程与环境功能实验室,山东 青岛266237；4.中国科学院 海洋研究所,山东 青岛266071；5.中国科学院大学,北京100049)

近海陆架海域是连接陆地和大洋的桥梁和纽带,其在不同时空尺度上的物质循环和陆海相互作用等过程一直是海洋地球科学领域研究的前沿问题[1]。作为西太平洋典型的开放型边缘海,东海海域辽阔,总面积约77万km2,其中2/3为陆架,宽度400～500 km,最宽640 km,是世界上宽阔的陆架之一,整个陆架以60 m水深为界,划分为内陆架和外陆架两部分[2]。陆架坡缓水浅,平均坡度和水深分别为58″和72 m,大部分区域的水深在150 m以浅,第四纪海面数十米至上百米升降可造成该区岸线在数百千米范围内进退[3]。陆架沉积体系的形成和发育受多种因素控制,包括长江等入海河流带来的巨量陆源物质、冰期和间冰期旋回中的季风气候、海洋环流、潮流和波浪等动力条件以及区域沉降等[4-6]。因此,东海陆架沉积物记录了丰富的环境演化信息,是研究第四纪古环境和气候演变、海面波动、沉积地貌与动力响应、季风演化、构造活动等的理想海域。

晚更新世冰期结束后,气候转暖,伴随着海面的上升,太平洋潮波对东海陆架沉积过程的影响逐渐加强,潮流对海底沉积物进行强烈的侵蚀、搬运和再堆积,形成了多期次的潮流沙脊[3,7]。对东海陆架潮流沙脊的研究始于20世纪80年代末,Yang等[8]首次对其形态和成因进行了比较系统的描述和探讨。随后,众多学者从不同角度对其开展了深入研究,在沙脊的形成机制、分布范围以及内部构型等方面取得了一系列的认识[9-18]。然而,目前未见有关沉积物岩石磁学的报道。相比而言,邻近的内陆架、冲绳海槽以及南黄海等地区在沉积物岩石磁学研究方面则取得了丰硕的成果：对东海内陆架泥质区岩芯的研究表明沉积物中部分原生磁铁矿遭受了一定程度的后期成岩改造,具有重要的古气候指示意义[19-20]；葛淑兰等[21]对冲绳海槽北部CSH1孔岩芯的研究,同样发现自生铁硫化物的存在,表明沉积物遭受了早期成岩作用,而对于该孔南部的Y179孔的研究则表明准单畴(PSD)的陆源磁铁矿是其沉积物中的主要磁性组分,其未发生明显的成岩作用的影响[22]；刘健等[23-26]对南黄海冰后期沉积物做了大量的岩石磁学研究,发现海面升降对于磁性矿物的分布和成岩作用具有重要影响。相比而言,对于东海外陆架沉积物的岩石磁学研究则局限于表层沉积物[27],缺少对沙脊分布区的相关研究,特别是对于岩芯中磁性矿物性质的把握。这必将严重阻碍对于沙脊乃至整个东海外陆架沉积的全面认识以及相关磁性地层和古环境学研究的进程。

综上所述,本文将对取自东海外陆架潮流沙脊分布区的钻孔中的厚层砂质沉积物开展系统的岩石磁学研究,以期进一步加深对该特殊地质体的系统认识,并有效填补对研究区钻孔沉积物岩石磁学研究的空白,为后续相关研究提供参考。

1 材料与方法

在浙江沿岸外的东海陆架平原上,自等深线约60 m以深、在面积约7万km2的海底,分布着我国最大的一片线状沙脊群,表现为70～100 m的等深线出现急剧的肠状弯曲(图1)。沙脊呈NW—SE方向,长度100～200 km,起伏幅度可达20 m或者更大,主要取决于当地的地形和沉积动力学条件,是东海残留砂的主要组成部分,同时也是全新世海侵对末次冰期沉积物加以改造的实例[28-29]。已有研究表明,残留砂的年龄跨度比较分散,变化范围为2 300～42 000 a BP,大多数集中在15 000～8 000 a BP,这也从侧面印证了残留砂是末次冰期的物质在全新世海侵过程中经过改造的产物[28]。残留砂都在改造和变化的中途,改造的程度因地而异。当流场较强,特别是在大潮和强风浪的作用下,改造程度更明显[30]。

图1 东海陆架潮流沙脊分布及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孔岩芯来自于自然资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质调查大队利用“勘407”号海洋工程地质综合调查船在东海外陆架潮流沙脊区钻取(图1),其地理坐标为(123°48′E,28°18′N),水深96 m,钻孔实际进尺深度101.6 m,平均采取率81.56%。岩芯自获取到分样期间一直在4℃条件下保存。沉积物粒度分析使用仪器为英国Malvern公司生产的Mastersizer 2000型激光粒度仪,结果显示岩芯上部0～48.2 m层位为分选较好的细砂-粉砂质砂,与下伏的黏土质粉砂层界限清晰(图2),可能存在沉积间断。结合早期研究结果[13-16],认为该层位属于潮流沙脊沉积。为深入研究厚层砂质沉积物的岩石磁学特征,我们在中科院地质与地球物理研究所古地磁与年代学实验室进行了测试。

以约1 m为间距采集55份沉积物样品,在＜30℃进行烘干并取适量装入特制的胶囊中。利用美国普林斯顿仪器公司(Princeton Instruments)生产的Micro Mag 3900型可变梯度振动磁力仪,测量样品的磁滞回线(Loop)、等温剩磁(Isothermal Remanent Magnetization,IRM)获得曲线和反向场退磁曲线以及代表性样品的一阶反转曲线(First-Order Reversal Curve,FORC)。测量所用饱和场为1.5 T,测量步长为5 m T,平均观测时间300～500 ms；FORC测量数量为100条,借助Harrison和Feinberg编制的软件[31]对所获数据进行处理,得到相应的FORC图。

图2 东海外陆架DH03孔岩芯上部50 m沉积物的岩性特征和粒度分析结果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

利用边长2 cm的无磁性塑料方盒以约10 cm为间距采集321个定向样品并称重。首先,在KLY-4S自动旋转卡帕桥上测量样品的体积磁化率并进行质量归一化(质量磁化率χ)；之后,待天然剩磁的交变退磁测量完成后,利用2G-Enterprise脉冲磁力仪依次对样品施加1 T的正向场和0.3 T的反向场,并在2G-760R超导磁力仪上测量相应的等温剩磁,分别记为IRM1T和IRM-0.3T,参数Sratio=(1-IRM-0.3T/IRM1T)/2用来指示样品中高低矫顽力磁性组分的相对含量,其变化范围为0～1,分别代表纯的赤铁矿或针铁矿和纯的磁铁矿端元,即其值越大表示低矫顽力组分的比例越高[32]。

三轴等温剩磁热退磁参考Lowrie的操作方法[33]：取适量沉积物固定在无磁性陶瓷小方盒中,沿其3个正交方向(即z,y,x轴)上,利用MC-1型脉冲磁力仪依次施加2.50,0.50和0.05 T的场,并在2G-760R超导磁力仪上测量其剩磁,即3个方向上的剩磁分别代表样品中的高、中、低矫顽力组分；其后,在TD-48热退磁炉内逐步加热,温度范围为80～690℃,步长20～50℃,并在每一步加热后分别测量其剩磁。

低温曲线测量在MPMS-5XL系统下完成：取适量沉积物装入特制胶囊中并固定,在零场状态下将样品冷却至20 K,施加2.5 T的场使样品获得一等温剩磁,撤掉外场,以5 K/min的速率逐渐升温至室温(300 K),期间,测量剩磁随温度的变化。

2 结果与讨论

2.1 磁性矿物类型

所有样品的Loop和IRM获得曲线均显示其在300 m T的场之前已基本达到饱和状态(图3)；其矫顽力(Hc)和剩磁矫顽力(Hcr)的变化范围分别为2.81～24.77 m T和21.39～54.52 m T,平均值分别为8.84和30.98 m T(图4a和图4b)；Sratio值较高,变化范围为0.90～1.00,平均值为0.96(图4c)。实验结果一致表明沉积物中的磁性矿物以低矫顽力组分(如磁铁矿)为主导。

图3 典型样品的磁滞回线和等温剩磁获得线Fig.3 Loops and IRM acquisition curves for representive samples

利用特征温度曲线可以进一步明确沉积物中的磁性矿物。代表性样品的三轴IRM热退磁结果表明：作为主导磁性矿物的低-中矫顽力组分在被加热至600℃之前已经基本解阻(图5a和图5b),这直接表明磁铁矿是砂质沉积物中的主要磁性矿物[34]。此外,部分样品的中等矫顽力组分所携带的剩磁在250～400℃明显降低,其对应的FORC图也显示存在一中心矫顽力约为60 m T的单畴(SD)组分(图6b),结合已有研究[35],推断该类样品的磁性组分中存在一定量的胶黄铁矿(Fe3S4)。最后,几乎所有样品中均含有极少量的高矫顽力组分,对应的最大解阻温度约为680℃,中矫顽力组分在此温度下也几乎完全解阻,说明样品中还存在少量的赤铁矿[34]。

图4 DH03孔岩磁学参数随深度的变化Fig.4 Variations of rock-magnetic parameters versus depths in the core DH03

低温测量的优势为磁性矿物在低温条件下几乎不发生化学变化且与测量仪器有关的干扰较小,因为某些磁性矿物存在特征的低温转换现象[36]。例如,化学计量的磁铁矿在110～120 K的Verwey转换[37]、某些赤铁矿在250 K附近的Morin转换[38]、单斜磁黄铁矿在30～34 K之间的Besnus转换[39],而胶黄铁矿不具备低温转换[35]。DH03孔所有测试样品的低温曲线均可观测到十分明显的Verwey转换(图5c和图5d),进一步表明了磁铁矿普遍存在于样品中。

2.2 磁性矿物含量

在磁性矿物组成一定的情况下,物质的磁学性质取决于磁性矿物的含量和粒径。因样品中的主要磁性矿物为磁铁矿,故可将其在1 T的场下获得的剩磁即IRM1T视为饱和等温剩磁(Saturation Isothermal Remanent Magnetization,SIRM)。在此,选取质量磁化率χ和SIRM两个参数作为反映沉积物中磁性矿物含量的指标。已有研究表明,当磁铁矿的粒径大于超顺磁(SP)-SD界限后,其磁化率几乎不随颗粒大小变化,或者仅稍有增加[40]。然而,当沉积物中SP磁性矿物的含量较明显时,由于其磁化率比单畴及以上的颗粒大得多,却不产生剩磁,使得χ不能有效地指示磁性矿物含量变化；此外,沉积物中黏土矿物的顺磁性以及水和碳酸钙等物质的抗磁性对磁化率值的影响也不容忽视[41]。此时,SIRM将更加真实地反映磁性矿物的含量。总之,要视具体情况而定。

图5 典型样品的温度特征曲线Fig.5 Curves of thermal demagnetization of three-axis IRM and variations of IRM versus temperature for representative samples

实验结果显示,DH03孔砂质沉积层的χ波动幅度较大,变化范围为(17.85～1 671.91)×10-8m3/kg,平均值为62.62×10-8m3/kg,绝大部分样品的值在200×10-8m3/kg以下,仅有4个样品的值超过200(图4d),为了清晰反映磁化率的整体变化,特将这4个χ高值单独标出。相对于χ的波动幅度,SIRM的变化范围明显较小,为(1.04～33.50)×10-3Am2/kg,平均为4.69,特别是上部约0～20 m层位的值更加稳定(图4)。整体而言,χ和SIRM的变化趋势较为一致,但仍有相当层位存在不一致甚至是相反的变化趋势,分析认为有2方面原因：1)某些层位存在一定量的SP磁性颗粒,使得χ明显升高,而SP颗粒不能携带剩磁,而导致SIRM变化不明显或者呈现低值；2)部分层位的原生碎屑铁氧化物及一些含铁矿物发生了一定程度的成岩改造,生成了SD的铁硫化物(如胶黄铁矿,这类样品往往具有相对较高的Hc值),使得亚铁磁性矿物的含量明显增加而导致SIRM和χ可能都明显升高,由于χ对SD颗粒最不敏感[34],且细粒(如SP)磁性矿物在还原成岩过程中优先被溶解[42],从而导致SIRM值明显升高而χ变化不明显或者降低,类似现象在邻区的南黄海也有报道[43]。显然,SIRM在此更能真实反映钻孔中载磁组分含量。

2.3 磁性矿物粒径

磁性矿物的粒径可通过磁畴状态进行划分,从细到粗依次为SP-SD-PSD-MD(多畴),也可通过不同磁学参数的比值进行比较和估算。磁滞参数：饱和剩余磁化强度(Mrs)与饱和磁化强度(Ms)之比和Hcr与Hc之比,即Mrs/Ms和Hcr/Hc构成的Day氏图[44-46]可以用来确定亚铁磁性矿物的磁畴状态。然而,对自然样品进行投点时,其往往位于PSD区域。这就存在多种可能性：样品本身系PSD颗粒；也可以是SP或者SD与MD颗粒混合的结果。为了解决这一问题,一般将Day图和FORC图结合起来使用,原因在于不同磁畴状态的磁性颗粒在FORC图上会呈现相应的特征[47]。

DH03孔砂质沉积物磁滞参数的比值在Day图上的分布较为分散,除大部分位于PSD区域,另有一定数量的样品接近MD区域,且磁性矿物的粒径和相应沉积物的岩性并不存在很好的对应关系(图6)。这与以往对东海外陆架表层沉积物的研究结果[22]十分相似,说明该区沉积物中所含磁性矿物的粒径不论是在空间上还是在时间上的变化都比较剧烈。同时,代表性样品的FORC图则更加清晰地显示出SP-SD-MD多元磁畴状态的混合(图6b)以及较单一的MD等信号(图6c)。此外,参数SIRM/χ也可用于指示样品中磁性组分的粒径[36],DH03孔SIRM/χ(图4)的变化与Bc和Bcr(图4)具有很好的协同性,其高值同样指示了SD颗粒的存在。

图6 DH03孔样品磁滞参数比值的Day氏投影[45-46]和典型样品的一阶反转曲线(FORC)Fig.6 Day-plot[45-46]of samples from the core DH03 and the FORC diagrams for representative samples

2.4 岩石磁学意义

有效识别沉积物中磁性矿物及其性质是合理解译磁性地层并得到准确年代框架的前提,同时也是进行古环境学研究的基础[48]。由于陆架区的沉积环境复杂,导致其沉积物中磁性矿物的组成和来源复杂,这将对古地磁和环境磁学研究产生深刻影响。例如,渤海和南黄海长岩芯开展古地磁学研究过程中,发现部分以粗粒磁性矿物为主要载磁组分的层位,其特征剩磁明显受到后期地磁场的改造,发生重磁化现象[48-49]；陆架沉积物中比较常见的自生铁硫化物(主要是胶黄铁矿),可在上覆沉积层厚度达到3～30 m后形成[42],严重滞后于相应沉积层发生的时间；当胶黄铁矿和大颗粒的磁铁矿共存时,由于磁相互作用,也可发生自反转现象[48]。显然,只有对陆架沉积物中的磁性矿物进行系统深入的研究,有效把握磁性矿物的性质,才能建立合理可信的磁性地层年代框架。

除了传统的磁极性地层年代学方法外,相对古地磁场强度(RPI)变化曲线也常常被用来建立海洋沉积序列的年龄框架,特别是对于底界年龄未达到布容-松山极性转换(B/M：约0.78 Ma)的岩芯[41,50],该方法的作用显得更加突出。然而,并非所有岩芯都可应用该方法,需要满足一定的前提条件,即“磁性均一性”标准：磁性矿物以磁铁矿为主,粒径变化为准单畴(1～15μm),含量变化不超过10倍[51]。因此,沉积物岩芯在开展地磁场相对古强度研究前,必须进行详细的岩石磁学研究,以此来判断RPI方法的适用性并对其准确性进行检验。

从DH03孔厚层砂质沉积的岩石磁学结果来看,其磁性矿物不论是在种类还是性质上都具有一定的复杂性：既存在大量磁铁矿,又含有极少量的赤铁矿,且部分层位的原生铁氧化物受到一定程度的后期成岩改造而形成少量的次生铁硫化物,如胶黄铁矿,这与该区全新世以来较高的有机碳供给和快速的沉积物堆积密切相关；磁性矿物的粒径分布非常分散,涵盖各种磁畴状态,且与相应沉积物的岩性不存在明显的对应关系(图6)。这为后续的磁性地层学研究奠定了基础。显然,上述磁性矿物的特征表明不论是传统的磁极性地层还是地磁场相对古强度方法在研究区的应用可能都具有一定的困难和挑战性。

此外,厚层砂质沉积中磁性矿物对于认识研究区的沉积环境、物质来源以及水动力过程也具有很好的指示作用。Liu等[27]根据东海外陆架表层细粒沉积物中磁性矿物浓度的变化趋势,推断老黄河和长江物质是其主要来源；此外,与本文研究结果相似,表层沉积物中磁性矿物的粒径变化也很分散,与岩性对应性较差。这表明东海外陆架沉积物中的磁性矿不论是在横向(空间)上还是在纵向(时间)上都具有一定的复杂性。同时,本研究所揭示的磁性矿物的性质相对于表层沉积物[27]以及内陆架[19-20]和南黄海[23-26]等邻近地区更为复杂。这可能与潮流沙脊区物质来源的多元化和沉积环境的多变性的直接相关。另外,磁性矿物粒径的分布特征还可能暗示了与沙脊区频繁受到大潮和强风浪等影响有关；部分层位次生铁流化物的存在则指示了陆源有机碳和沉积速率的快速增加[13]。总之,东海外陆架厚层砂质沉积物中的磁性矿物具有重要的古环境意义,值得作进一步研究。

3 结 语

通过对东海外陆架DH03孔岩芯上部48.2 m砂质沉积物岩石磁学的研究,结合岩芯沉积学特征,获得如下认识：砂质沉积物中磁性矿物以陆源碎屑磁铁矿为主,另含极少量的赤铁矿；部分层位原生铁氧化物发生了一定程度的成岩改造,形成了一定量的自生胶黄铁矿；磁性矿物的粒径分布非常分散,从单畴到多畴,或为多种磁畴状态的混合,或以某一磁畴为主,且与岩性无明显相关性。初步推断上述磁性矿物及其性质的复杂性不仅与物源有关,也指示了后期水动力对砂质沉积物的强烈改造。总之,该研究不仅有效填补了该区钻孔沉积物岩石磁学研究的空白,为下一步古地磁和环境磁学等相关研究奠定了基础,同时也将促进对东海外陆架潮流沙脊沉积的全面理解。