东北平原杜蒙钻孔的磁性地层学和磁化率对松嫩古湖演化的指示

詹涛，杨业，曾方明，梁彦霞,，葛俊逸，马永法，孔祥辉，张丽，姜侠，黄荣富，王逊2,，周鑫

1 黑龙江省生态地质调查研究院，哈尔滨 150030 2 黑龙江省自然资源调查院，哈尔滨 150036 3 黑土地水土资源研究省级重点实验室，哈尔滨 150036 4 中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室，北京 100029 5 中国科学院青海盐湖研究所，西宁 810008 6 中国科学院古脊椎动物与古人类研究所，北京 100044 7 中国科学院地球环境研究所黄土与第四纪地质国家重点实验室，西安 710061 8 黑龙江省地质矿产局，哈尔滨 150036 9 中国科学技术大学地球和空间科学学院，合肥 230026

0 引言

湖相沉积是过去气候环境变化研究的重要地质记录，因其分布广泛且沉积稳定，在古气候变化的区域响应研究方面独具优势(沈吉等, 2010; Shen, 2013; Deng et al., 2019)，被广泛应用于恢复新生代以来构造(Dupont-Nivet et al., 2007; Xiao et al., 2012)、轨道(An et al., 2011; Nie et al., 2017; Caley et al., 2018; Zhao et al., 2020)和千-百年(Yancheva et al., 2007; An et al., 2012; Chu et al., 2014; Zhou et al., 2016; Jiang et al., 2021)时间尺度的古气候环境变化研究中，取得大量成果.

在早-中更新世时期，东北平原存在一个面积约为50000 km2的大湖(松嫩古湖)，中-晚更新世干涸(裘善文等, 1984, 1988, 2012)，针对该套沉积物，前人已开展过古地磁(裘善文等, 1988, 2012)、黏土矿物(裘善文等, 2012)和孢粉(裘善文等, 2012; 夏玉梅和汪佩芳, 1987)等研究，认为该套地层起始于早更新世，为稳定的淡水湖相沉积(裘善文等, 2012)，然而，高分辨率轨道尺度上的精细研究还较少.古湖在中更新世气候转型这样的特征时期如何演化？是普遍被关注的科学问题.

松嫩古湖中南部吉林省乾安县令字井村钻孔(以下简称QAL钻孔)沉积物令字组-林甸组湖相地层的年代约为1180～450 ka(詹涛等, 2019)，粒度记录揭示了约900 ka前后冰期湖平面降低，此次湖泊萎缩初步归因于东亚夏季风降水减弱(詹涛等, 2020)，是对“中更新世气候转型”的区域响应.但是，此时段湖泊演化仅为单个钻孔的研究结果，尚缺乏多钻孔、多指标的交叉验证.因此，本研究针对东北平原大庆市杜蒙县一心乡钻孔(以下简称HL钻孔)(46°35′ N，124°29′E)沉积物开展26Al/10Be同位素年代、系统的古地磁年代学和磁化率地层学研究，识别磁化率的变化特征，结合前期QAL钻孔的年代学、磁化率和粒度研究结果，以期进一步探讨松嫩古湖的演化特征及其驱动机制.

1 HL钻孔的地层划分及岩性特征

东北平原也称松辽平原，由松嫩平原和辽河平原组成，位于东亚季风区东北部(图1)，西与大兴安岭接壤，东北与小兴安岭紧邻，东南为长白山山脉.东北平原地区沉积了巨厚的侏罗纪-白垩纪地层和420～530 m厚的古近纪-新近纪地层，以及75～200 m厚的第四纪地层(裘善文等, 2012).2017年9月，我们采用双管单动内衬塑料套管取芯技术，获得188.60 m岩芯，黏土及泥岩段的取芯率为98.29%.

图1 东北平原HL钻孔的地理位置

松嫩平原更新统地层主要有以下认识：(1)由老至新依次为泰康组、林甸组、齐齐哈尔组、大兴屯组(王蔚文等, 1989; 初本君等, 1989)；(2)一些学者将泰康组划归新近系.第四系由老至新依次为白土山组、灰绿色湖相黏土层和顶部的黄土状土(孙建中等, 1982)；(3)基于古地貌、沉积相、粒度、重矿物、黏土矿物和孢粉等综合研究，有学者认为白土山组地层的成因在松嫩平原各地各不相同，在大兴安岭山前为冲积、洪积物，在松嫩平原为冲积、湖积物(裘善文等，1983；裘善文和李风华，1985).而后，裘善文等(1988)基于吉林乾安令字丼钻孔对第四系地层进行重新定组划分，由老至新依次为乾安组(即白土山组)、令字组(即林甸组下段)、林甸组(林甸组上段)、黄土状亚砂土.综上，为了便于对比，沿用我们对QAL钻孔的划分方案(詹涛等, 2019)，将HL钻孔地层由老至新划分如下(图2)：

图2 HL钻孔的岩性柱、磁化率和岩心照片

(1)泰康组+乾安组(188.60～88.085 m)

该段地层下部188.60～138.01 m 以浅灰色、浅紫色细砂、含砾中细砂为主，夹薄层灰绿色、褐黄色粉质黏土，为河流沉积环境；138.01～102.47 m以褐灰色、黄褐色粉质黏土为主，夹褐色、灰褐色粉细砂薄层，为浅湖或河流边滩沉积环境；102.47～88.085 m对应于QAL钻孔的71 m以下地层，以浅灰绿色、浅紫色、浅灰褐色中粗砂、粗砂为主，其中夹灰色、灰黄色、灰绿色、深褐色粉质黏土，为河流相沉积环境.

(2)令字组(88.085～53.5 m)

该段以浅黄色、灰黄色、深灰色、浅灰黑色、褐灰色粉质黏土为主，对应于QAL钻孔的71～44 m地层，为湖泊沉积环境.

(3)林甸组(53.5～36.975 m)

该段以浅黄灰色、深灰色、浅灰绿色、浅灰褐色粉质黏土为主，夹薄层黄灰色含泥质中砂，对应于QAL钻孔的44～19.5 m地层，为湖泊沉积环境.

(4)齐齐哈尔+大兴屯组+全新统(36.975～0 m)

该段为浅黄色、黄白色、深黄色中细砂、细砂与深灰色、浅黄色、黑棕色粉质黏土等互层，对应于QAL钻孔的19.5 m以上地层，呈河流、浅湖、风积交互的环境，多以氧化环境为主.

2 研究方法

古地磁取样间距约40 cm，共获得503个样品，采用无磁、定向塑料方盒(2×2×2 cm)取样，剩磁测量采用安装在零磁空间(<300 nT)的2G760三轴超导磁力仪完成.样品进行系统的交变退磁，退磁步骤为：天然剩磁(NRM)，5，10，15，20，25，30，35，40，45，50，60和70 mT，共13步退磁.

磁化率样品间距为约10 cm，其中132 m深度以下按约50 cm采样，共获得1305个样品，采用卡帕桥变频磁化率仪进行测量，低频为976 Hz，高频为15616 Hz.磁滞回线采用美国普林斯顿仪器公司生产的MicroMag 3900型振动样品磁力仪测量，测量样品6个，称取样品约0.2 g装入胶囊内，然后用棉花塞紧，放置在仪器上测量.磁化率随温度变化曲线(-T)用捷克Agico公司生产的KLY-3卡帕桥测量，共测试样品4个，称取粉末样品约200 mg，研磨后装入玻璃样品管，设定温度区间为40～700℃，在加热过程中连续测量样品的磁化率，之后从700℃降温至40℃，并测量样品的磁化率，同时为了避免样品在加热过程中氧化，加热在氩气环境中进行，系统使用频率为875 Hz，温度控制系统为CS-3，温度传感器为CS TEMPM1，精度为±2℃，加热速率为9℃/min.以上磁学实验均在中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室完成.

分别在91.0 m和98.5 m处各取1个样品，进行26Al/10Be同位素年代测试.对岩心砂样在实验室进行初步清洗、烘干，筛选0.25～0.50 mm粒径组分.使用HCl浸泡将碳酸盐除去.使用磁选仪去除磁性矿物(杂质).再用数次5% HF/HNO3加热处理，去除长石等铝硅酸盐和大气成因10Be以提取纯净的石英.纯净石英样品中加入约0.3 mg9Be载体溶液，使用5∶1的HF和HNO3消解，采用高氯酸去除氟化物.取部分溶液使用ICP-AES测量铝含量，以备计算26Al浓度使用.使用离子交换树脂分离Be和Al，其中使用1M HCl将Be2+从阳离子交换树脂中洗脱，使用H2C2O4-HCl混合溶液将Al3+从阴离子交换树脂中洗脱.之后，分别加入氨水获得Be(OH)2和Al(OH)3沉淀.将沉淀转至坩埚中，并置于马弗炉内以900℃灼烧生成BeO和Al2O3，再分别与铌粉、铜粉混合，压制靶样.AMS测量在中国科学院地球环境研究所西安加速器质谱中心完成.详细的实验流程见Zhang等(2016).

3 结果

3.1 岩石磁学

图3(a—c)矫正前后的回线相对变化不大，高场顺磁性磁化率分别为0.53，0.48和0.67(10-8m3·kg-1)，对磁化率的贡献对应为0.9%，1.1%和2.8%，说明顺磁性矿物占比(与图3(d—f)相比)相对较小，回线在300 mT以上的外加场几乎闭合，说明样品中以低矫顽力的强磁性矿物为主(如磁铁矿、磁赤铁矿).图3(d—f)校正前回线近似直线，高场顺磁性磁化率分别为0.82，0.06和0.56(10-8m3·kg-1)，对磁化率的贡献对应为8.8%，16.6%和6.5%.图3a回线较窄，与低矫顽力的磁性矿物(如磁赤铁矿)含量高有关.图3(d,f)样品的回线外加场500 mT以上仍未闭合，表明高矫顽力的磁性矿物有一定贡献.

图3 HL钻孔代表层位样品的磁滞回线(灰色线代表原始曲线，黑色线代表顺磁矫正后的曲线；M，H，Mrs，MS和Bc分别代表磁化强度，磁场强度，饱和剩磁，饱和磁化强度和矫顽力)

磁化率随温度变化曲线是判断沉积物中磁性矿物种类的一种常用手段(Deng et al., 2006a, 2008).从图4中可以看出，样品加热到580℃左右，磁化率急剧降低，说明磁铁矿是磁化率的主要贡献者.在降温过程中，磁化率值在580℃附近急剧上升，说明新生成的磁性矿物仍以磁铁矿为主.图4a中冷却曲线在420℃附近磁化率的异常波动应为外界噪音扰动.一些样品加热曲线在300℃之下呈持续增加(图4b,c)，可能指示细颗粒亚铁磁性矿物的解阻(Deng et al., 2006a; Liu et al., 2010)，个别矿物300～400℃磁化率的下降(图4a)可能与强磁性的磁赤铁矿转化成弱磁性的赤铁矿有关(Deng et al., 2006b, 2008).图4中样品的曲线并未显示出赤铁矿的显著存在.

图4 HL钻孔代表性样品的磁化率()随温度变化曲线(黑色线表示加热曲线，灰色线代表冷却曲线)

3.2 磁化率地层

泰康组+乾安组地层中部粉质黏土段磁化率值稍高，上下两段磁化率均属全孔最低，个别段落样品呈现高值；令字组地层磁化率平均值为13×10-8m3·kg-1，除个别样品，整体属磁化率较低层段，波动很小；林甸组地层磁化率平均值为39×10-8m3·kg-1，较令字组明显升高；齐齐哈尔+大兴屯组地层磁化率平均值为32×10-8m3·kg-1，相对较高，波动较大.

3.3 26Al/10Be同位素年代学

26Al和10Be浓度由AMS测量的10Be/9Be比值、26Al/27Al比值、加入的9Be载体质量、和ICP-AES测量获得的Al总量计算获得.样品的10Be/9Be由Nishiizumi等(2007)中的标准进行校正，26Al/27Al由Nishiizumi(2004)中的标准进行校正.

埋藏年代计算按照文献Granger和Muzikar(2001)中的简单埋藏模式进行迭代计算，忽略了埋藏后的核素生成.核素生成速率采用Lal(1991)方法，校正至北纬46.58°，海拔146 m.10Be和26Al生成速率分别为5.13和34.87 atoms/g/year.26Al/10Be初始比值使用的是6.8(Granger et al., 2015).获得91.0和98.5 m深度样品的埋藏年龄分别为2.16和2.43 Ma(见表1).

表1 HL钻孔样品的同位素含量及埋藏年龄

3.4 古地磁结果

典型样品的系统退磁结果的正交投影见图5，交变退磁一般在15或20 mT就去掉次生剩磁，获得特征剩磁.大部分样品，在40～70 mT区间内(图5)就获得稳定的特征剩磁方向.以最大角偏差小于15°为界限，共256个样品获得稳定的特征剩磁方向，占总样品数的51%，基本依据连续3个以上相同极性的样品可定义为同一个极性带的原则，鉴于钻孔样品磁偏角的随机性，仅利用磁倾角建立HL钻孔的磁极性倒转序列(图6).

图5 HL钻孔代表性样品的退磁矢量和剩余磁场强度随交变退磁场(alternating field, AF)变化图

图6 HL钻孔的磁极性地层结果(磁化率、最大角偏差、磁倾角和极性柱)及与地磁极性年表(GTS2020)(Ogg, 2020)的对比

HL钻孔记录了7个极性带，包括4个正极性带和3个负极性带.其中0～52.2 m为正极性N1，52.2～54.6 m为负极性R1，54.6～57.2 m为正极性N2，57.2～63.2 m为负极性R2，63.2～156.5 m为N3-R3-N4，鉴于R3段受粗颗粒岩性影响，特征剩磁的可靠性样品少，暂未明确标注极性，在后面内插年代序列时，此段主要参照2个同位素年代控制点.

4 讨论

4.1 HL钻孔磁化率年代序列的建立

根据26Al/10Be年代学结果，将获得的HL钻孔磁极性序列与地磁极性年表(Ogg, 2020)进行对比(图6)，将上部正极性N1对应于布容(Brunhes)正极性时，R1-R3以负极性为主的极性段对应于松山(Matuyama)负极性时，其中N2对应于Jaramillo正极性亚时，N3对应于Olduvai正极性亚时，松山/布容地磁极性倒转(M/B)界线位于深度52.2 m.鉴于R3负极性处于粗颗粒岩性地层中，特征剩磁记录的可靠性受到影响，此段主要参考同位素年代.N4暂对应到高斯正极性时.

HL钻孔年代控制点主要基于古地磁倒转界线和同位素年代而确定，控制点见表2，其他样品的年代通过线性内插获得.

表2 HL钻孔年代序列的年代控制点

4.2 HL钻孔沉积环境演化及磁化率变化特征

HL钻孔磁化率最明显特征之一就是在约900 ka前后，磁化率值明显升高，由约10×10-8m3·kg-1升至30×10-8m3·kg-1.磁化率是代表亚铁磁性矿物含量多少的指标，在黄土高原黄土-古土壤序列里面能够体现成壤强度，进而反映季风降水的多少(Zhou et al., 1990; An et al., 1990, 2001)，但在河湖相沉积物里面的环境指示意义较为复杂(Liu et al., 2012; Li et al., 2020).HL钻孔约900 ka以后样品的磁滞回线图3(a—c)显示顺磁性矿物(如绿泥石)相对较少，而强磁性矿物(磁铁矿、磁赤铁矿)贡献增加，也与磁化率随温度变化曲线图4a显示的磁赤铁矿存在吻合.

湖泊中一般强磁性矿物的来源主要分为两种：(1)碎屑成因.由冬季风或者西风环流从干旱区搬运随粉尘入湖形成或者流域周围由河流或近岸湖水侵蚀搬运而来；(2)自生形成.还原条件下，有机质和硫元素供应充足可形成强磁性铁的硫化物(如胶黄铁矿)(Su et al., 2013; 胡守云等, 1998).

前期QAL钻孔的磁化率在900 ka前后并未显示有明显趋势上的变化(詹涛等, 2019)，可能表明随粉尘带来的强磁性矿物含量变化并不大或者至少不是此段磁化率升高的主要原因.现有HL钻孔的岩石磁学数据，并不能排除沉积物是否存在铁的硫化物，这还需今后结合其他替代指标(如有机碳)和更详细的岩石磁学、扫描电镜等矿物鉴定方法进行研究.

QAL钻孔的粒度数据研究，认为约900 ka前后粒度明显变粗(黏土质粉砂级)，这被归因于湖平面降低，水动力增强所导致的.相较于QAL钻孔，HL钻孔同时期沉积物的粒度较粗(主要为粉细砂级)，可能指示其更靠近湖边(尽管现在QAL和HL钻孔海拔高程相差不多，但晚更新世松辽分水岭隆起会导致古湖南部地层有所抬升(裘善文等, 2014))，湖岸线的摆动造成水动力增加的可能性更大.

入湖强磁性矿物含量与水动力大小关系密切(王君兰等, 2012)，湖泊收缩时，湖中同一位置水动力增强，入湖的强磁性矿物增加，顺磁性矿物和反铁磁性矿物相对减少，反之亦然.因此，HL钻孔约900 ka以后磁化率升高，可能指示了松嫩古湖萎缩.

4.3 松嫩古湖萎缩对中更新世气候转型的响应

东北平原HL(磁化率)和QAL(粒度)(图7a，b)钻孔湖相沉积不同的环境替代指标都揭示了湖平面在约900 ka前后降低，湖泊萎缩.导致湖泊萎缩的因素主要有两个：(1)构造因素.首先，构造运动可以通过改变河流流向，减少湖泊径流补给，造成湖泊萎缩；另外，构造运动抬升能够通过降低侵蚀基准面使河流下切，切开湖盆，造成湖水外泄.但迄今为止，关于该时期、该区域具有可靠年代控制的构造运动证据并不充足，因此，我们认为此次湖平面下降的小尺度变化，更可能归因于气候因素.当然，该时期海平面降低进而侵蚀基准面下降造成河流下切，切开湖盆，造成湖水外泄，也可能对湖平面降低有所贡献.(2)气候因素.区域夏季风降水减少会直接影响流域汇水流量，补给减少从而导致湖泊萎缩，以下做进一步讨论.

图7 东北平原HL钻孔的磁化率()和QAL钻孔的粒度变化与其他记录的对比

关于此时期夏季风降水减少，我们过去的研究将其主要归于两点原因：(1)经过海气模式模拟，大西洋深层翻转流(Atlantic meridional overturning circulation，简称AMOC)减弱会使得热带太平洋区域热带辐合带(Intertropical Convergence Zone，简称ITCZ)南移，在南热带太平洋区域产生厄尔尼诺(El Nio)状态，沃克环流(Walker Circulation)减弱；而在北热带太平洋区域呈现拉尼娜(La Nia)状态，沃克环流加强，ITCZ的位置沿赤道南北更加对称，进而减弱印度夏季风和东亚夏季风降水的强度(Zhang and Delworth, 2005; Sun et al., 2012).基于大西洋从北向南断面(Site 607、Site 926、Site 1267、Site 1088和Site 1090)钻孔有孔虫钕同位素比值(εNd)反映的北大西洋来源水比例，进而重建的AMOC强度显示无论是冰期(图7c)还是间冰期(图7d)，在约900 ka前后，AMOC强度都有所减弱，只是冰期减弱趋势更加明显.(2)海平面下降(Rohling et al., 2014; Ford and Raymo, 2020)会使黄海、东海和南海部分海域暴露成陆地(An et al., 2012)，而中国东北地区邻近东亚夏季风影响边缘区，降水会因水汽传输距离的增加而减少.Ford和Raymo(2020)利用底栖有孔虫Mg/Ca比值矫正δ18O 曲线，并通过综合北大西洋孔(Site 607)、北太平洋孔(Site 1028)和南太平洋孔(Site 1123)去除局域洋流和盐度的影响，建立了表层海水的δ18O 曲线，从而重建了全球冰量的变化，同时恢复了相对海平面变化(图7e).在约900 ka前后新重建的全球冰量变化曲线(图7e)较之前的全球冰量综合曲线(图7f)反映的冰量扩张更加显著.从图中表示的海平面变化(图7e)可以看出无论是冰期还是间冰期海平面都有所降低，这也会对东亚夏季风降水的减少有所贡献.

5 结论

本研究以东北平原HL钻孔为研究对象，开展了26Al/10Be同位素年代和系统的古地磁年代学，以及磁化率地层学研究，发现：(1)较细颗粒的令字组和林甸组湖相沉积的界线约为900 ka；(2)林甸组的磁化率明显高于令字组，磁化率的升高可能与湖平面降低，湖中同一位置水动力增强，入湖的强磁性矿物增多或者氧化还原条件改变，生成了强磁性铁的硫化物有关；(3)约900 ka前后，松嫩古湖萎缩，可能与中更新世气候转型期间AMOC减弱致使ITCZ南移和海平面下降造成水汽输送距离增加，进而导致东亚夏季风降水减少有关.

致谢感谢审稿人的意见，使得本文的质量显著提升.何兰、刘玲、刘艳、董俊岭、周学军、王旭、史珍珍、刘玉、石凤娇、于颖参加了样品采集，磁学实验过程中得到了沈中山的帮助，一并致谢.