滇池东部第四系浅层湖滨相沉积物磁学特征及其环境意义

2022-01-14李刚强李海侠张小凌任二慧李峰锐刘大祥陈宇东张子豪

科学技术与工程 2021年36期

李刚强，李海侠，张小凌，任二慧，李峰锐，刘大祥，陈宇东，张子豪

(昆明理工大学国土资源工程学院，昆明 650093)

湖泊沉积物中的磁性矿物是研究古环境、古气候的重要对象[1-3]。但是受到沉积动力、物源输入、沉积成岩等因素影响，在同一湖盆内沉积物在空间和时间上存在相对差异[4]。与湖心稳定的水淹环境相比，湖滨区域沉积动力多变、沉积环境复杂[5]，在漫长的地质沉积过程中能较好地记录湖面波动的信息。因此对湖滨不同岩性沉积物进行详细的磁学测量，是研究湖泊演化的重要途径。尽管同一湖泊内湖中心沉积物与湖滨沉积物在岩性、磁性矿物的含量存在差异，但其磁性参数所反映的气候环境信息在时间上具有一致性[5-6]，说明湖滨沉积物的磁学特征对气候和环境具有更广泛的指示意义。并且与其他类型的湖泊相比，高原类湖泊入湖河流大多短小，沉积物来源相对单一，沉积环境相对稳定，其记录的磁学信息更加丰富。

①～⑧为岩层序号；LFκ为低频体积磁化率图1 采样位置及钻孔柱状图Fig.1 Sampling position and borehole histogram

滇池是位于云贵高原腹地的典型高原大型湖泊，在近3.4 Ma连续的湖相沉积物中记录下各类气候与构造事件[7]。许哲平等[7]根据植物孢粉优势种群的相对含量变化探讨了该区古气候的变化，虽然得出了第四纪以来昆明盆地气候以温暖为主的重要结论，但并未对沉积物样品做系统的磁性参数测量，其沉积过程中环境变化的细节还有待进一步解读。本研究以位于云贵高原腹地的滇池东部DC1钻孔湖滨沉积物为研究对象，应用环境磁学的方法，进行了系统的磁学参数研究，测试了质量磁化率χ、非磁滞剩磁(anhysteretic reamanent magnetization,ARM)、饱和等温剩磁(saturation isothermal remanence magnetization,SIRM)、低频磁化率(χlf)、高频磁化率(χhf)和软剩磁(soft remanence,IRM-300 mT)，以及样品pH、总有机碳(total organic carbon,TOC)。其目的是探讨磁性特征、气候环境、湖泊演化以及总有机碳之间的相互关系，为研究区域气候和湖泊的总体演化提供依据。

1 区域概况、岩芯特征及样品采集与实验方法

1.1 区域概况及岩性特征

昆明盆地位于云贵高原腹地，主要受西南季风系统的影响[8]，盆地长约70 km，宽15～23 km，面积1 070 km2。盆地内年均温度15.6 ℃，年均降雨 1 000 mm。盆地内四季温差较小，表现为明显的干湿两季。滇池位于盆地西南，湖面海拔1 886 m，面积330 km2，平均水深5 m，最大水深8 m，是云南省面积最大的湖泊，也是中国第六大淡水湖[9]。姜朝松等[10]研究表明，滇池3 000年前为图1(a)所示的浅绿色区域，后期由于人类活动湖泊面积不断减小，最终演化成现代蓝色区域[图1(a)]。DC1岩芯取自昆明市滇池东部(地理坐标为24°55′32″N，102°47′35″E)，总体上可分为[图1(b)]：①褐黄色填杂黏土层，含植物根系，厚0.3 m；②浅褐色沙质黏土层。厚度 3.3 m；③黄褐色砂质黏土层含砾石，厚2.72 m；④褐灰色砂质黏土层，厚4.1 m；⑤褐灰色粉质黏土层，夹薄层砂砾，砾石磨圆度高，厚5.4 m；⑥褐黄色粉质黏土层，厚0.88 m；⑦兰灰色砂砾层，含砾量约50%～80%，砾石磨圆度高，分选性好，夹薄层灰褐色粉质黏土，厚3.7 m；⑧灰黑色粉沙层，厚1.1 m。

1.2 样品采集与实验方法

在去除表面30 cm的人为扰动层后，每间隔 30 cm 取样，总共获得69个样品。再将样品带回实验室经自然风干、碾碎，通过0.4 mm孔径筛后按照编号收集。再将土壤样品依次按序号放入8 cm3塑料小盒内，压实并密封。对样品的磁学测量包括：低频磁化率(κlf，976 Hz)、高频磁化率(κhf，15 600 Hz)、ARM、IRM-300 mT和SIRM(1 T)。在此基础之上，计算了质量磁化率χ、频率磁化率(χfd，%)、S-ratio(IRM-300 mT/SIRM)、非滞后剩磁磁化率(χARM)和硬剩磁(hard isothermal remanence magnetization,HIRM)等。所使用的仪器为MFK1-FA多频磁化率仪、Molspin交变退磁仪、脉冲磁化仪和Minispin旋转磁力仪。并根据Hrouda[11]给出的计算公式[式(1)]，将频率磁化率测量结果进行转换。此外，样品pH测量采用HANNA HI8424型酸度计测定，TOC采用油浴重铬酸钾容量法(简称油浴法)测定。

χfd=χmfdln10/(lnfmHf-lnfmLf)

(1)

式(1)中：fmLf和fmHf分别为使用仪器MFK1-FA测量低频、高频磁化率时所使用的频率，本研究中fmLf=976 Hz、fmHf=15 600 Hz；χmfd为使用仪器MFK1-FA在低频(976 Hz)、高频(15 600 Hz)下测量的低频磁化率和高频磁化率的差值。

2 实验结果

环境磁学参数综合分析能反映环境中磁性矿物组成、含量和颗粒大小[12]。LFк、ARM、SIRM、χfd%通常对磁性矿物的浓度敏感[13]。LFκ对粗颗粒的多畴(MD，粒径>2 μm)成分的变化灵敏，它的高值表示多畴粒子的含量较高。ARM值的大小对样品中稳定单畴(SSD，粒径0.02～0.04 μm)粒子的浓度具有良好的指示作用[13]。天然针铁矿为高矫顽力磁性矿物，当外加磁场大于6T时才会饱和，当外加磁场为1 T时，赤铁矿对等温剩磁(isothermal remanence magnetization,IRM)的贡献比针铁矿大100倍，因此，当外加磁场为1 T时SIRM可表示赤铁矿的信息[14]。同时，SIRM也能反映磁性矿物的颗粒大小和类型的变化，在给定的浓度下，粗粒的MD颗粒比SSD颗粒有较低的SIRM值[15]。而χfd%主要用于指示样品中超顺磁颗粒(SP，粒径<0.03 μm)的存在和相对含量[16]。当土壤样品中小于2%时基本不含有SP颗粒，χfd%在2%～10%时表明土壤样品中含有少量的SP颗粒且不占主导地位[16]。亚铁磁性矿物是土壤质量磁化率的主要贡献者[17]，因此质量磁化率的大小可用作亚铁磁性矿物的粗略量度[15]。

HIRM与S-300 mT(IRM-300 mT与SIRM的比值)能反映反铁磁性矿物的含量。HIRM可估算反铁磁性矿物(主要是赤铁矿或/和针铁矿)的绝对浓度[18]。S-300 mT值则可衡量样品中亚铁磁性矿物和不完整反铁磁性矿物的相对含量。其数值接近1，表示磁性矿物以低矫顽力的磁铁矿和磁赤铁矿为主，相反，当S-300 mT数值越接近零或为负值时，说明硬磁性矿物(赤铁矿+针铁矿)的含量越高[19]。在墨西哥火山附近的湖相沉积物中该值小于0.6，可表示高矫顽力的赤铁矿存在[3]。故当SIRM与HIRM取得峰值且S-300 mT<0.6时，表明赤铁矿的含量较多。

另外，比值参数SIRM/χ可以指示磁性矿物颗粒的大小，其值越高则矿物颗粒越小。S-300 mT的值则代表了样品中亚铁磁性矿物和不完整反铁磁性矿物的相对比例。因此，基于SIRM/χ与S-300 mT制作的SIRM/χ-S-300 mT散点图既能反映磁性矿物颗粒的大小，又能反映亚铁磁性矿物和不完整反铁磁性矿物的相对含量[19]。该研究样品的SIRM/χ-S-300 mT散点图如图2所示，大部分数据点都集中在右下角，表明DC1岩芯样品的磁性矿物总体以粗粒的亚铁磁性矿物为主，而细粒矿物与反铁磁性矿物的含量较少。

图2 岩芯样品SIRM/χ-S-300 mT散点图Fig.2 SIRM/χ-S-300 mT scatter plot of core samples

2.1 磁性参数随深度的变化

综合磁性参数随深度的变化特征(图1、图3)，可分为6个特征段，大致与岩层对应，如图3所示。

图3 岩芯样品磁化参数随深度变化剖面图Fig.3 Profile of magnetization parameters of core samples varying with depth

(1)第Ⅰ段(21.0～19.9 m)：该区段上LFκ平均值达到802.0×10-5SI；ARM、χfd%、χ与SIRM平均值分别为116.3×10-5A·m2/kg、6.58%、475.7×10-8m3/kg和1 047.2×10-5A·m2/kg；S-300 mT平均值为0.62，表明磁性矿物以亚铁磁性的粗粒多畴为主。

(2)第Ⅱ段(19.9～15.6 m)：LFκ增大趋势明显，且平均值较高为701.0×10-5SI；ARM与χfd%的变化呈增大趋势，平均值103.8×10-5A·m2/kg和3.75%；χ在该区段上呈现出峰值，且平均值为440.9×10-8m3/kg；与第Ⅰ段相比S-300 mT平均值达到0.82，更接近于1，表明磁性矿物以多畴颗粒的亚铁磁性矿物为主。

(3)第Ⅲ段(15.6～14.7 m)：LFκ与ARM减小趋势明显，平均值分别为85.1×10-5SI和11×10-5A·m2/kg；χfd%在该区段上取得一个小的峰值，但均值较小，为3.5%；SIRM与上区段相比也有所减小，平均值为1 132.0×10-5A·m2/kg；S-300 mT平均值为0.47，小于0.6，表明在该区段上亚铁磁性矿物的总体数量有所减少，主要以反铁磁性的多畴颗粒为主。

(4)第Ⅳ段(14.7～11.1 m)：LFκ与ARM平均值分别为248.5×10-5SI和33.9×10-5A·m2/kg；χfd%平均值4.0%，与上区段相比数值有所增加。因此，该区段磁性矿物以较粗的多畴颗粒居多，另外含有一定量的超顺次颗粒，但不占主导地位，SIRM平均值为1 491.6×10-5A·m2/kg，质量磁化率曲线呈增大的趋势；S-300 mT平均值为0.75，表明反铁磁性矿物的含量相对减少，亚铁磁性矿物的含量有所增加。

(5)第Ⅴ段(11.1～3.6 m)：在区段LFκ与ARM明显的增大，平均值分别为474.9×10-5SI和79.9×10-5A·m2/kg；SIRM有所变化但总体趋势增大，平均值为1 286.7×10-5A·m2/kg；S-300 mT在该区段上平均为0.77，表明磁性矿物以亚铁磁性矿物为主。

(6)第Ⅵ段(3.6～0.3 m)：LFκ、ARM整体呈现峰值特征，平均值分别为237.7×10-5SI和53.5×10-5A·m2/kg；χfd%的变化趋势比较平稳，平均值为3.45%；SIRM在该区域稳定增加，平均值为1 519.9×10-5A·m2/kg，S-300 mT在该区段上平均为0.45，表明该区段反铁铁磁性矿物(以赤铁矿为主)含量较多，磁性矿物颗粒较粗，以多畴颗粒为主。

2.2 pH与TOC测试结果

样品pH是反映沉积环境的指标。张泽鑫等[20]在利用热合成法对针铁矿的合成研究中发现，当pH为8时，合成物主要是针铁矿和赤铁矿的混合体，这表明反铁磁性矿物能在弱碱性环境中生长与富集。DC1沉积序列中pH变化幅度较小[图4(a)]，沉积环境从弱碱-弱酸-弱碱均匀变化。

图4 pH、TOC与χ的剖面特征图及滇池演化示意图 Fig.4 Profile characteristics of pH,TOC and χ and evolution diagram of Dianchi Lake

3 讨论

3.1 磁性参数对滇池湖泊演化及气候环境的指示

沉物积的磁性参数曲线可以反映沉积物中磁性矿物在沉积过程中经受的物理、化学及生物作用[21]，在推断沉积环境、分析古气候的变化规律及其细节方面发挥着重要作用[1]。但值得注意的是运用沉积物的磁性参数来探讨与气候环境之间的关系时，应考虑沉积物的来源、沉积类型以及总的沉积背景，因为这些因素将影响沉积与气候环境之间的响应机制[22]。在北方黄土沉积环境中，磁化率能反应其气候变化，低值磁化率表明黄土沉积中的铁磁性矿物含量较低，反映沉积气候干冷，植被覆盖较差，区域成土作用弱；磁化率值相对较高，反映成土作用较好，成土环境较为暖湿[23]。张新荣等[24]在松嫩平原南缘现代沉积物磁化率特征及古气候环境意义的研究中认为湖泊水深较大时沉积的泥质物磁化率较高，对应于湿润气候；反之，水位低时沉积的砂质物磁化率较低，对应于干旱气候。除此之外，磁性矿物的类型与沉积环境之间也有着密切的联系。如沉积物中的常见的反铁磁性矿物(赤铁矿和针铁矿)也可以作为反映气候的指标[25]。一般认为赤铁矿形成于脱水反应,干旱环境有利于形成赤铁矿;针铁矿通常是从水溶液中直接沉淀形成,因此,潮湿环境利于其(针铁矿)发育[25]。

在DC1沉积序列中，除第Ⅲ区段与第Ⅵ区段为反铁磁性的赤铁矿以外，其他区段均以亚铁磁性的(磁铁矿和磁赤铁矿)矿物为主，这或许是整个沉积过程中(21 m的沉积过程)滇池湖泊环境发生过多次改变所导致。如图4(d)所示，一开始采样区域被滇池湖面淹没，这一时期对应的沉积序列为第Ⅰ、Ⅱ区段。之后，滇池湖面发生变化，采样区域地势较高的地方露出湖面，形成浅水沼泽，局部地区形成干旱环境，因此，在第Ⅲ区段磁性矿物表现为反铁磁性的赤铁矿行为。第Ⅳ、Ⅴ区段对应的沉积环境为湖进时期，在这段时间滇池湖面升高，采样区域再次被湖水淹没。在这之后，由于人类活动的影响(如海口河的开挖、围湖造田等)[10]，滇池湖退，采样区域再次露出水面，形成脱水环境。这也是表层(0.3～3.6 m)样品磁性参数表现为赤铁矿特征的原因。

3.2 磁性矿物粒度与沉积环境之间的响应

沉积物中磁性矿物的颗粒大小受沉积环境(包括物理环境与化学环境)的影响较大[22]，因此沉积物的粒度构成对于了解研究区的沉积过程及沉积环境特征具有指示意义[26]。早期的一些研究中发现，湖泊沉积物中磁性矿物的颗粒大小与气候环境之间也有着良好的响应；当气候暖湿时，沉积物中的超顺磁组分含量较高；气候干冷时，其所含的超顺磁组分相对较低[27]。然而这一结论在湖相沉积中或许并不具有普遍性。因为近年来的研究发现，在湖泊环境中磁性矿物会受到侵蚀作用、泥沙运输、沉积作用和后期的成岩作用的影响[28-30]；同时，水体和沉积物中的微生物所驱动一系列化学反应(包括硝酸盐还原、锰还原、铁还原、硫酸盐还原等)将导致磁性的溶解[22,29]，并且，与粗粒的磁性矿物相比，颗粒较细的首先溶解[22]。因此，当沉积物中粗颗粒的磁性矿物占据主导地位时，不能简单地理解为：沉积过程对应的气候为干冷时期。

Xu等[22]在鹤庆盆地湖相序列磁性矿物溶解与印度季风变化的关系研究中发现，TOC含量的变化对磁性矿物的溶解具有指示作用，TOC的升高对应着磁化率的减小，也对应着磁性矿物的溶解过程。该研究中TOC与磁化率随深度的变化关系如图4(b)和图4(c)所示，红色区域TOC的高值恰好对应磁化率的低值，这些特征标志着磁性矿物的溶解。除此之外，利用χ与χARM之间的关系制作的King图能反应磁性矿物的颗粒大小[31]，如图5所示。较为明显的特征是样品中80%以上的磁性颗粒分布在0.1～5 μm。χ高值样品磁性颗粒粒径更大，大部分分布在1～5 μm。因此滇池沉积序列样品磁性矿物主要以粗粒为主，细粒组分较少，这一特征也是磁性矿物溶解的重要证据。

图5 岩芯样品King图Fig.5 King diagram of core samples

3.3 TOC与pH对气候环境的综合反应

在相关研究工作中，将沉积物中有机质所含的碳定义为有机碳[32]。有机碳的含量可反应沉积物中有机质的输入量和沉积环境对有机质的保存能力[33]。马龙等[33]对张北高原安固里淖湖沉积物有机碳的研究表明，TOC数值的大小可反应气候环境的变化，高值(均值>1.2%)与温暖气候相对应，而低值(均值<1.06%)与寒冷时期相对应。TOC在各区段的平均值如图6所示，与安固里淖湖相比，滇池样品沉积物有机碳在各区段的平均值均大于1.2%，这表明滇池第四系表层21 m沉积序列对应的气候环境主要以温暖气候为主，并且各区段TOC均值差异明显，这可能是由于在整个沉积过程中环境温度出现了小幅度的波动。另外，TOC的高值集中在pH偏弱酸性的环境，低值分布在pH偏弱碱性的环境，这一现象表明与弱碱性环境相比弱酸性环境更有利于有机碳的保存。