珠江口伶仃洋ZK1钻孔的磁性地层学研究

曹凯君，任晋珂，李潇濛，吴怀春,4，陈 芳，余少华，时美楠，甘华阳

(1.南方海洋科学与工程广东省实验室(广州)，广东 广州 511458；2.中国地质调查局广州海洋地质调查局，广东 广州 510075；3.中国地质大学(北京)海洋学院，北京 100083；4.中国地质大学(北京)生物地质与环境地质国家重点实验室，北京 100083)

0 引 言

珠江口伶仃洋位于海陆交互地区，其沉积物保存了丰富的海陆环境变化和气候波动信息，是珠江三角洲形成演化、古环境的重建及其对人类活动的响应等各方面研究的重要素材[1-5]，而对其沉积物的研究离不开年龄的约束。珠江口地区年代学方面前人做了大量研究，主要利用硅藻[6]、古生物[7-8]、常规的AMS14C测年[9]等技术划分了第四纪地层，而磁性地层学研究较少。

本文选取珠江口伶仃洋综合地质调查项目在中山海域钻取的ZK1钻孔岩心作为研究对象，该站位位于珠江入海口附近，沉积速率较高，沉积物保存连续，利用磁性地层学和AMS14C测年对该岩心进行系统的年代学研究，为区域古环境、古气候研究提供了更为可靠的依据。

1 研究材料与方法

1.1 研究材料

珠江是我国南方第一大河流，是由西江、北江、东江及其他汇入珠江三角洲的小河流组成的复合水系，总长达2 320 km，全流域面积达45.37万 km2，水沙经八大口门汇入南海，年平均径流量约3 360亿m3，年平均输沙量达8 579万t[10]。伶仃洋是珠江口流域最大的河口湾，三面环陆，呈喇叭状，接纳来自4个口门：虎门、蕉门、洪奇门、横门的水沙，不同口门的水流量及沉积量差异较大，以淇澳岛和内伶仃岛为界分成内伶仃洋和外伶仃洋。其中内伶仃洋地势由河口湾顶向南倾斜，东深西浅，水下地形以5 m等深线划分为“三滩两槽”；2007年铜鼓水道竣工后转为“四滩三槽”，即西滩、中滩、东滩、南滩、东槽、西槽和铜鼓水道[11]，沉积动力环境发生改变。

内伶仃洋是低能微潮汐河口湾，其动力系统受径流及潮汐作用影响可划分为3部分：西北岸为横门、洪奇门、蕉门等河流作用主导的淡水径流体系，北部和东部为潮汐作用主导的虎门潮汐通道动力体系，以及中部过渡带[12]。伶仃洋表层沉积物来自径流入海泥沙、潮流冲蚀沟槽产生的淤泥和海域悬移质来沙，粒度分布自伶仃洋北部向南存在减小趋势，表层沉积物以黏土质粉砂分布最为广泛[9,13]。

ZK1钻孔(113°40′E、22°34′N)位于珠江口伶仃洋区域(图1)，水深2.8 m，孔深100.3 m。该钻孔是基于珠江口伶仃洋综合地质调查项目在中山海域通过钻探方式取得，共取得岩心100 m，主要用于工程力学分析，因此岩心部分层位缺失。岩心的取样情况及岩性特征描述如下。

(1)孔深0～4 m，深灰色黏土质粉砂夹砂质粉砂，含蕨类与腹足类贝壳碎屑；

(2)孔深4～18 m，深灰色黏土质粉砂，含贝壳碎屑和有机质；

(3)孔深18～30 m，深灰色黏土质粉砂，出现腐木(20.10 m)、直径3 cm泥砾(23.00 m)和直径5 cm的碎屑砂团块(29.10～29.15 m)；

(4)孔深30～32 m，深灰色黏土质粉砂；

(5)孔深32～35 m，灰黄色粗砂，含生物碎屑(32.05～32.80 m)，主要为牡蛎，最大直径 9 cm；

(6)孔深 35～38 m，浅黄色细砂，含圆粒，粒径 3.5 cm；

(7)孔深 38～41 m，浅黄色中砂，含圆粒；

(8)孔深 41～46 m，灰黄色细砂；

(9)孔深 46～49 m，灰黄色中砂；

(10)孔深 49～51 m，灰黄色砾沙，含砾石，磨圆度较好；

(11)孔深 51～100 m，基岩，岩性为强烈风化的花岗岩。

本文选取ZK1钻孔0～32 m岩心进行研究，在实验室中使用2 cm×2 cm×2 cm的立体塑料盒进行定向无间隔取样，共取得古地磁样品947块，同时取平行样若干。

1.2 研究方法

1.2.1 岩石磁学测试

为了解载磁矿物的种类，首先使用MFK1-FA卡帕桥磁化率仪测试了947个样品的低频(976 Hz)磁化率(κ)与磁化率各向异性(AMS)，再选取300个样品开展了系统的岩石磁学测试。κ-T曲线使用MFK1-FA卡帕桥磁化率仪以及CS-3温度控制系统在氩气环境中测得，温度区间为室温至700 ℃。以上测试在中国地质大学(北京)古地磁与环境磁学实验室完成。磁滞回线(loop)、等温剩磁(IRM)获得曲线和一阶反转曲线(FORC)实验在中国地震局地球物理研究所岩石磁学实验室的MicroMag3900振动磁力仪上完成。其中，FORC测试数据由FORCinel1.18软件[14]进行分析成图。

1.2.2 古地磁测试

根据AMS结果，以10 cm左右的间隔挑选出228个样品，并将样品放置于磁屏蔽室(<300 nT)中一段时间以消除部分黏滞剩磁。使用 2G-755-4K 低温超导磁力仪对样品的天然剩磁(NRM)进行测量，以4个样品为一组，使用 D-2000 交变退磁仪进行3个方向的逐步退磁，逐步退磁过程以最高场为 80～100 mT，5、7.5、10、12.5、15、20、25、30、40、50、60、70、80、100 mT 共计 12～14 步为标准步骤，每步退磁后均使用 2G-755-4K 低温超导磁力仪对样品的剩磁强度进行测量，如果退磁后剩磁强度增大时，需要再次退磁并测量。样品的古地磁测试在中国地质大学(北京)古地磁与环境磁学实验室完成。

1.2.3 AMS14C 测年

选取岩心中双壳、腹足类共6个贝壳样品作为测年材料进行 AMS14C 测年。测年工作在美国Beta实验室使用加速器质谱仪完成，测定值以5 568 a为半衰期计年；并利用高概率密度范围法(High-Probability Density，HPD)对部分测年数据进行日历年校正。

2 结果分析

2.1 岩石磁学特征

磁化率各向异性可以指示样品在沉积过程中是否受到明显扰动[15]，本次研究的岩心样品数据点在AMS投影图中分布规律，K3inc(磁化率最小轴倾角)投影集中在高角度位置，可以认为样品的沉积环境相对稳定，将其古地磁结果视为可信。

由于经受成岩作用后的样品很难完整保存其初始的剩磁矢量，因此明确样品是否经受成岩作用的影响至关重要，其中早期成岩作用往往伴随着磁性矿物含量降低、软磁性矿物比例降低以及磁性矿物粒度变化，岩石磁学参数能够灵敏指示成岩作用中磁性矿物组成以及粒度的微小变化，常被作为识别早期成岩作用的指标[16-17]。样品的IRM获得曲线并无明显差异(图2(a1)—(a3))，均在外加磁场到达 100 mT 之前剩磁感应强度呈迅速增加的趋势，在100 mT时达到饱和等温剩磁(SIRM)的80%～90%，再缓慢增加至 400 mT 左右达到饱和状态，说明样品中载磁矿物以低矫顽力矿物为主[18]。κ-T曲线显示样品在加热过程中磁化率在20～300 ℃之间基本保持不变，磁化率在 300～500 ℃范围上升(图2(b1)—(b3))，表示样品中载磁矿物可能存在铁的氢氧化物转换成了磁赤铁矿，磁化率在500～580 ℃范围快速下降至接近于0，对应于磁铁矿的居里温度(580 ℃)，证明样品的主要载磁矿物为磁铁矿[19-21]。

磁滞回线结果显示，在进行顺磁校正前(蓝色曲线)样品的磁滞回线与矫正后(粉色曲线)存在差异(图2(c1)—(c3))，表明样品中含有一定量的顺磁性矿物。样品的矫顽力平均值为10.93 mT，剩磁矫顽力平均值为30.70 mT，显示ZK1孔岩心样品中的载磁矿物应为低矫顽力的单畴和多畴磁铁矿[21]。FORC图表现为样品等值线沿横轴展布，显示出单畴颗粒的特征；沿纵轴有部分开口特征但等值线分布较少，可以认为是单畴和多畴颗粒的混合所致(图2(d1)—(d2))，与上述结果一致。

在ZK1钻孔岩心中选取39 个典型样品点，与Kissel等人[22]对珠江口区域 Pearl River 沉积物样品测试获得的磁滞参数进行对比，如图3所示，绝大部分样品点投影具有相同的特征，集中于SD+MD(单畴和多畴混合)区域，为单畴和多畴混合的磁铁矿。ZK1钻孔中有4个样品点(18.81 m、18.97 m、19.03 m、19.27 m)位于集中点的上方靠近SD(单畴)区域，其Mrs/Ms值较低，说明样品中磁性颗粒粒径较小，单畴磁铁矿占比更多。本文所用样品的岩石磁学特征与 Kissel 等[22]对珠江口区域磁性矿物的研究结果较为一致，其中碎屑成因的原生磁铁矿在磁信号中占主导地位，指示样品未受到成岩作用影响，而磁性颗粒粒度、磁畴状态的差异可能是由物源和运输导致。

2.2 古地磁结果

在磁性地层学的研究中，特征剩磁方向的真实性对于建立地层极性序列是非常重要的，因此样品需要保存完好，才可以真实地反映古地磁场特征。为了提高特征剩磁方向的可靠性，共剔除样品数据 44个，出现以下情况的样品均被舍弃：

(1)样品沉积环境可能受到较强烈的扰动，磁化率最小轴倾角K3inc<50°；

(2)少部分样品由于样品中较高矫顽力组分携带的剩磁难以被交变磁场退去，在经过 80～100 mT磁场退磁后仍有较高的剩磁强度，并且特征剩磁矢量未指向原点；

(3)样品取样区域位于北半球中低纬度区域，理论上倾角值应<45°，倾角值过大可能表明在钻探过程施加的垂向叠加场未完全消除，对于倾角值>70°的样品数据需要剔除；

(4)MAD>15°时，代表数据拟合不准确，退磁特征不稳定，因此需要剔除。

统计结果至少采用3个连续稳定清晰的数据，进行样品点特征剩磁倾角、偏角的读取。利用筛选后的 184个样品的 K3inc、MAD 以及特征剩磁的倾角和偏角建立样品的地磁极性序列(图4)。根据上述标准，将 ZK1 钻孔岩心的磁极性序列划分出 7个负极性段，分别标记为：R1(3.70～3.89 m)、R2(6.05～6.98 m)、R3(11.61～11.98 m)、R4(22.01～22.39 m)、R5(24.07～24.39 m)、R6(26.05～26.39 m)、R7(30.01～30.38 m)。部分段样品剩磁倾角只有岩心头尾为负值时将其认定为由于取样导致的人为误差，如ZK1-9-2(17.00～18.00 m)段岩心。另外 F 段 ZK1-3-1(4～5 m)岩心倾角的正负值在 0°上下波动，没有连续稳定的负值倾角，不将其认定为一个负极性段，其极性倒转原因不在此讨论。

2.3 年 龄

AMS14C测年结果(表1)显示，本文所研究的岩心底部32.20 m处(样品ZK1-10)的绝对年龄为(8 960±185)a BP，其他5个样品的AMS14C测试年龄为(486±120)～(2 268±149)a BP，(8 960±185)a BP的年龄与其他5个样品的测年结果差距较大，由于伶仃洋地区其他钻孔岩心的沉积速率均比较稳定[9]，认为样品ZK1-10的测年结果(8 960±185)a BP不能代表岩心底界年龄。

表1 ZK1钻孔岩心AMS 14C测年结果

3 讨 论

3.1 岩心倒转的确定

根据 AMS14C 测年结果，在岩心中不存在地磁漂移事件[23]，又因为岩石磁学研究表明样品未受成岩作用，其特征剩磁的结果具有可靠性，因此推测岩心极性倒转是由其他情况导致。

通过对比样品磁极性倒转在岩心的位置与岩心的取样情况发现，所有特征剩磁倾角倒转的深度都恰好对应着单独一段岩心(图5(a1)—(a3))，尤其以 R4、R5、R6 和 R7 最为明显，均对应岩心截取后的 0.4 m 长岩心，因此推测样品中出现磁极性倒转情况是由于岩心本身问题导致。

岩心取样要求岩心方向、取样方向以及样品盒箭头方向相一致，样品特征剩磁倾角倒转可能为以下三种情况：

(1)切样后放置岩心头尾倒置，正常取样，从岩心头部取至尾部(图5(c1))；

(2)岩心未头尾倒置，取样方向颠倒，从岩心尾部取至头部(图5(c2))；

(3)岩心未头尾倒置，正常取样，从岩心头部取至尾部，但取样盒箭头方向颠倒(图5(c3))。

由于用于测量磁滞参数的样品是使用备用岩心取得的平行样，并且明确取样过程不会出现取样方向颠倒和样品盒箭头方向倒置两种情况，同时磁化率和Mrs都可以指示样品中亚铁磁性矿物的含量，因此本文利用两次取样得到的平行样品进行磁化率(首用岩心)和Mrs(备用岩心)对比，如果出现较明显的相关关系，说明岩心出现磁极性倒转属于情况(1)；如果无相关关系，则为情况(2)或(3)，再分情况进行讨论。对比结果显示岩心整体的磁化率和Mrs具有较明显的相关关系(图5(b1)—(b2))，小范围的深度偏差导致数据不能完全对应可以理解为两次取样方法不同引起的误差。综合岩心取样情况和两批样品的参数对比，可以认为岩心磁极性的倒转是由于情况(1)即岩心头尾倒转放置所引起。

3.2 岩心年代格架建立

已知磁极性序列中的7个负极性段出现的原因为其岩心倒转，因此对岩心倒转段样品进行数据矫正：将样品特征剩磁倾角值的正负号颠倒，偏角值由360°减去矫正前的偏角值，并将样品顺序颠倒至正确顺序，得到样品真实的磁极性序列。根据地心偶极子场(GAD)在ZK1所在纬度22°34′N计算出的标准磁倾角为36.56°，而钻孔岩心取样时受压实作用导致样品的磁倾角相对变小。Petrovsky’e研究证明，在千年时间尺度下相同区域的地磁倾角长期变化具有相似性，可以作为区域年代建立的手段之一[20]。以AMS14C测年结果作为基本参考，将矫正后的ZK1钻孔沉积物的特征剩磁倾角和NRM/χ随深度的变化特征与东亚EF(Ein-Feshkha)露头和基于时间尺度的数据集pfm9k.1a的地磁倾角、强度随时间域的变化序列进行对比[24-25]。同时根据He等的研究[26]，赤道极光与西太平洋地磁异常区(West Pacific Anomaly，WPA)具有一定相关关系：古极光发生的峰值和朝鲜半岛、西太平洋地区磁场强度的显著下降区域相吻合，表明WPA是该地区极光发生的主要驱动因素；因此也将赤道极光数量作为一种地磁场强度的替代性指标，与ZK1钻孔沉积物的NRM/χ相对比(图6)。

根据上述对比分析，结合AMS14C测年结果，ZK1岩心可以在趋势上与数据集pfm9k.1a和东亚EF的磁倾角相对应，选择4个相对高值作为对应点，同时其地磁强度变化趋势也与数据集pfm9k.1a相匹配；另外根据极光与地磁强度数据在ZK1岩心顶部选择2个相对低值作为对应点，共选择6个年龄-深度控制点，建立了ZK1钻孔的高分辨率年龄格架。根据年龄格架结果，岩心年龄为270～3 500 a BP。

3.3 地层对比及周期分析

根据ZK1钻孔的年龄格架计算，其平均沉积速率约为0.99 cm/a。目前伶仃洋地区研究详尽的海相钻孔主要有NZ2[27]、PD和PD2[28]、13-LD-ZK19[9]等，这些钻孔的底部年龄均超过了9 ka BP；经比较发现ZK1钻孔的沉积速率远大于其他钻孔。全新世伶仃洋的构造环境基本稳定，4.0 ka BP至今珠江三角洲处于海退期的快速进积阶段，同时受到人类活动影响地表侵蚀增大，珠江输沙量增多[1]，因此ZK1钻孔的沉积速率偏大。

由于磁化率的变化受沉积物中磁铁矿浓度的变化影响，更高的磁化率反映了细粒磁铁矿含量的增加，因此磁化率的变化可以通过沉积物矿物成分的变化指示气候活动[29-31]。本文采用Redfit对ZK1钻孔岩心的χ序列进行时间域上的频谱分析(图7)，周期结果显示，在80%置信度检验下绝大多数段岩心具有3～8 a周期和21～25 a周期，部分岩心具有11 a左右的周期，其中3～8 a年际变化周期与厄尔尼诺-南方涛动(ENSO)年际变化周期类似[32-33]，21～25 a周期可能与太平洋十年际涛动(PDO)和全球地表气温异常周期(GSATA)有关[34-35]，11 a周期对应着太阳活动周期[36]。

4 结 论

本文通过对珠江口伶仃洋 ZK1 钻孔0～32 m 段岩心样品进行详细的岩石磁学研究和磁性地层研究，建立了 ZK1 钻孔的地层极性序列，对比岩心取样情况与 AMS14C 测年结果，讨论了岩心极性倒转的原因，并在矫正后得到岩心的高分辨率年龄格架。

(1)ZK1 钻孔 0～32 m 段岩心样品的携磁矿物以低矫顽力的单畴、多畴的原生磁铁矿为主，未经受成岩作用，其记录的古地磁信息具有可靠性。

(2)建立了岩心的地磁极性序列，共有7个负极性段，磁极性倒转为岩心头尾倒置所致；并对岩心头尾倒置引起的极性倒转进行矫正。将矫正后的岩心剩磁倾角和 NRM/χ的数据进行拟合，并与东亚区域其他位置的地磁倾角、强度数据和极光记录进行对比，建立了ZK1岩心的高分辨率年龄格架，岩心年龄为 270～3 500 a BP。

(3)ZK1钻孔沉积物的磁化率频谱分析结果显示，绝大部分段岩心在80%置信度检验下具有3～8 a周期和21～25 a周期，部分岩心具有11 a左右的周期，分别指示厄尔尼诺-南方涛动、太平洋十年际涛动和全球地表气温异常周期、太阳活动分别是其周期驱动因子。