晚第四纪东南极普里兹湾外沉积物磁化率特征及其古环境意义

2023-06-21李隆威王汝建肖文申陈志华葛淑兰

广东海洋大学学报 2023年3期

武力，李隆威，王汝建，肖文申，陈志华，葛淑兰，黄鑫

（1.广东海洋大学海洋与气象学院，广东湛江 524088；2.同济大学海洋地质国家重点实验室，上海 200092；3.自然资源部第一海洋研究所海洋地质与成矿重点实验室，山东青岛 266061）

磁化率表征物质在外加弱磁场（＜1 mT）中被磁化的难易程度，用物质的磁化强度与外加磁场强度之比来计量[1]。沉积物中磁化率的大小主要受磁性矿物种类、粒径、数量及比例控制[1]，其常携带有关沉积物形成、搬运、沉积和改造的丰富信息[2-3]。磁化率测试具有简易、快速、无损等特点，已经成为沉积物剖面/岩芯研究的常规分析项目之一[4]。例如，国际大洋发现计划的船载多参数岩芯扫描仪测试的高分辨率磁化率数据已作为地层对比的有效工具[5]。磁化率测试也成为中国南北极考察所采沉积物岩芯的常规测试参数之一[6-7]。在不同沉积环境中，沉积物磁化率所携带的气候环境信息并不一样。在北大西洋，沉积物中磁化率随时间变化模式常表现为脉冲式[8]，这种变化模式与来自北半球高纬度地区的冰筏碎屑事件一致，这里的冰筏碎屑携带有高含量的磁性矿物[8]。在中国黄土-古土壤沉积序列中，磁化率变化主要受降水控制，降水增加伴随古土壤中细粒磁赤铁矿的形成，导致其磁化率升高，从而黄土-古土壤序列的磁化率可用于指示东亚夏季风的变化[2,9]。在珠江口，沉积物磁化率一方面受控于陆源物质输入通量的变化，另一方面人类活动导致最近1 000 a 沉积物磁化率显著升高[10]。在环南大洋极锋带附近，轨道尺度上沉积物磁化率与南极冰芯记录的风尘通量的变化具有很好的对应关系[11]，这种沉积物磁化率与冰芯风尘通量的对应关系在千年尺度上同样成立[12]，这些发现为南大洋沉积物岩芯定年提供一种快捷而精准的方法[12-13]。南极大陆周边区域是我国南极考察的重点研究区域，其以冰川-海洋-海冰相互作用为特征，是研究全球气候变化的关键区域[14-15]。但由于地质营力众多，该区域沉积环境也相对复杂[7,16]。在这样的复杂沉积环境中，沉积物磁化率如何响应环境和气候变化目前尚缺乏相应研究。为此，本研究使用中国第29 次和第30 次南极考察在东南极普里兹湾外深海采集的多个沉积物重力岩芯的高分辨率磁化率记录，结合之前笔者团队在该区域进行的各项沉积学和地球化学研究[14,15,17-19]，探讨该区域沉积物磁化率变化的主控因素，以期揭示其所携带的气候、环境变化信号，评估在复杂沉积环境中磁化率作为气候替代指标的潜力。

1 研究区环境背景

普里兹湾（图1）位于南大洋印度洋扇区，经度65°E—85°E，是南极大陆的第三大海湾，面积约80 000 km2[20]。普里兹湾位于兰伯特地堑构造的末端，兰伯特地堑内发育兰伯特冰川-艾默里冰架体系[21]，该冰川体系发源自东南极大陆的甘布尔泽夫山脉[20]，向海延伸至普里兹湾。在南查尔斯王子山脉附近，该冰川厚度约2 500 m，而在其末端的艾默里冰架处冰厚约400 m[22]。兰伯特冰川体系是东南极最大的外流冰川体系，大约12%的东南极冰盖由此入海[23]。

图1 普里兹湾区域环境背景和研究站位Fig.1 Environmental setting and research stations in Prydz Bay

普里兹湾陆架东以伊丽莎白公主地为界，西以麦克罗宾逊地为界（图1）。陆架总体向陆方向倾斜。陆架坡折处水深约400 m，内陆架一些深渊处水深一般为800～1 600 m，陆架的宽度变化在70～250 km 之间[23-24]。在晚第四纪，兰伯特冰川反复消长运动在普利兹湾陆架上留下一系列冰川遗迹地貌，其中最典型的是一条宽（约150 km）而浅（约600 m）的南东-北西向冰川沟槽，位于纬度70°S—75°S 之间，是兰伯特冰川体系冰流的主要排泄通道。普里兹湾区域的大陆坡上存在一个向海的朵状突起地形，即普里兹陆坡扇（PSF）[23-24]。该陆坡扇主体形成于780 ka 之前，经历数次较大规模的浊流堆积事件[25]。而中更新世以后，扇体以半远洋泥质沉积为主，含有少量冰筏碎屑和浊流沉积[21]。

普里兹湾的洋流可分为五支（图1）[26]。由南至北依次为自东向西流动的沿岸流（CoC）、顺时针绕流的普里兹环流（PG）、自东向西流动的陆坡流（ASC）、顺时针绕流的南极辐散带（ADZ）和自西向东流动的南极绕极流（ACC）。其中，沿岸流和陆坡流受极地东风驱动[32]，南极绕极流受南半球西风驱动。普里兹环流为中尺度涡，其主体位于陆架，而南极辐散带则由一系列中尺度涡流构成。辐散带能侵入陆架，为陆架带来相对温暖和高盐的南极绕极深层水（CDW）[33]。南极陆坡流和绕极流在65°S附近相互交汇。

2 样品与方法

2.1 样品

本研究使用的材料是2012—2014 年中国第29和30 次南极考察期间在普里兹湾外深海区采得的四个重力柱沉积物岩芯ANT29/P5-03 (P5-3)、ANT29/P4-01 (P4-1)、ANT30/P1-02 (P1-2) 和ANT30/P1-03 (P1-3)（表1）。这些岩芯的站位位于普里兹湾下陆坡或陆隆，远离海底峡谷，未受到重力流的侵蚀，从而沉积连续，无明显沉积间断。岩芯样品主要由块状的（含砂）黏土质粉砂和粉砂质黏土组成，砂（粒径63～2 000 μm）质量分数一般小于7%，并偶可见坠石（粒径＞2 mm）。这四个岩芯的砂平均含量有自南向北减少的趋势[14]。沉积物颜色变化在灰绿、棕灰和灰色之间，表现出一定的旋回性。岩芯沉积物中生源组分主要为蛋白石（生物硅），平均质量分数约10%，最大质量分数约20%，总体上缺乏生物钙质沉积，仅岩芯上部含少量有孔虫（平均质量分数＜5%）[19]。

表1 沉积物岩芯信息Table 1 Information of sediment cores used in this study

Wu 等[15,19]利用多种地球化学参数对比的方法，结合有孔虫AMS14C 测年建立这些岩芯可靠的地层年龄模式。根据Wu 等[15,19]建立的地层年龄模式，四个岩芯代表的时间跨度为325～523 ka，平均沉积速率约为1.0 cm/ka。

2.2 方法

本研究所用磁化率为岩芯多参数扫描仪（MSCL）测量获得，测量基于整管岩芯进行，仪器参数设置详见文献[4]。MSCL 能够无损、快速地获得岩芯高分辨率、连续的体积磁化率记录，本研究的测试分辨率为0.5 cm/点。该测试在自然资源部第一海洋研究所完成。测试数据由中国极地研究中心提供。

单个岩芯磁化率信号同时受到区域和局部沉积作用的影响。其中，局部影响往往具有偶发性，空间和时间上都难以进行孔间对比。为提取相对稳定的区域沉积作用信号，本研究对四个岩芯的磁化率记录进行堆叠合成，即先将四个岩芯的磁化率记录插值到相同时间序列上（每ka一个数据点），然后求取每个时刻磁化率数据的中位数，以此中位数时间序列代表磁化率合成信号。由于四个岩芯的磁化率数据接近，故在计算中并未对各岩芯磁化率数据进行标准化转换。

3 结果与讨论

3.1 磁化率测量结果及其合成曲线

总体上，四个岩芯磁化率的变化水平相当，一般在10～40 之间，偶然出现的极大值可达100（图2(A-D)）。各岩芯磁化率随时间的变化趋势具有相似的旋回性变化特征。但是，各岩芯磁化率极大值出现的时间不一致，比如，P1-3 岩芯磁化率记录上两个明显的极大值出现在330 ka 和410 ka；P5-3 岩芯上，极大值出现在70 ka、180 ka 和240 ka；P1-2 岩芯的极值出现在100 ka 和410 ka；而P4-1 岩芯磁化率曲线相对平滑，无明显极大值。岩芯剖开后，发现这些磁化率极大值处都含有坠石，表明这些磁化率极值可能是坠石中高含量的磁性矿物所产生。但是坠石沉积是偶然事件，各岩芯间坠石事件发生的时间不一致，不可对比。

图2 P1-2，P1-3，P5-3和P4-1岩芯磁化率记录(A-D)及四个岩芯磁化率记录合成曲线(E)Fig.2 Magnetic susceptibility records of sediment cores P1-2,P1-3,P5-3 and P4-1(A-D)and their stacked curve(E)

将四个岩芯磁化率数据对比（图2(E)），可清楚观察到四个岩芯低值区相对一致，而极大值出现时间不一致的现象。通过在四个岩芯相同时间刻度上取磁化率数据的中位数而构造的磁化率合成曲线κstack平滑了单个岩芯磁化率记录的独有波动，特别是平滑了单个岩芯上的极值，而将四个岩芯磁化率变化的共性特征更加明显地表现出来。该磁化率合成曲线在130、225、250、340、410 和470 ka 等处存在低值，这些低值区恰好对应着冰期向间冰期过渡的时期（包含冰消期）。

3.2 磁化率信号的来源

在南大洋，磁铁矿是海洋沉积物中磁化率信号的主要携带者[11,13,34,35]。在普里兹湾地区，情况亦是如此。Ge等[14]对P1-2岩芯沉积物进行热退磁研究，发现沉积物的退磁曲线上，磁化率随温度升高陡然降低的主要居里温度点出现在560 ℃处，证实样品中的磁性矿物为磁铁矿。南大洋沉积物中有两类磁铁矿，一类为碎屑成因磁铁矿，其最终来自于陆地上各种源岩[11,13,14,34,35]。这些岩石风化后，磁铁矿随岩石碎屑和风化产物一起被各种营力，包括风、洋流、冰等搬运至南大洋沉积[11,13,34,35]；另一类是生物成因磁铁矿，生物磁铁矿呈单畴链状排列，是高沉积速率、高有机碳通量、还原的条件下，海底铁磁细菌生命过程的产物[13,35,36]。比如，在南大洋印度洋扇区极锋以北以及Scotia海沉积物中都发现有生物成因磁铁矿存在[13,35]。近期的研究发现，普里兹湾深海区沉积物中磁铁矿绝大多数为碎屑成因[14]，仅P4-1岩芯中可能存在少许生物成因磁铁矿[36]。但是，普里兹湾晚第四纪沉积物有机碳（TOC）质量分数平均值＜0.3%[17]（图3(B)），有机碳缺乏，且在冰消期和间冰期早期生产力较高的层位，沉积物表现出明显的自生Mn 富集（图3(C)）[17]。这些指标说明沉积物形成时，沉积物-水界面环境呈氧化性[17]，不利于生物磁铁矿的大量形成[35]。因此，本研究推断，沉积物中的磁铁矿主要为陆源输入，磁化率信号的强弱主要受碎屑磁铁矿含量和粒径大小的影响。

图3 普里兹湾磁化率潜在影响因素分析Fig.3 Analysis of potential influencing factors of magnetic susceptibility in Prydz Bay

普里兹湾地区潜在的陆源碎屑输入途径有风尘、冰筏、海冰和洋流/浊流等。本研究区靠近南极大陆而远离南美洲、澳大利亚等风尘源区（图1）。在本研究区，远端的风尘物质通量远小于来自普里兹湾陆架的碎屑物质通量[38]。风尘沉积会被来自普里兹湾陆架的碎屑沉积充分稀释，其对沉积物磁化率的贡献不显著。样品合成磁化率κstack（图3(D)）与EDC 冰芯的风尘通量（图3(A)）[30]随时间的变化模式明显不同，两者之间也没有显著的正相关关系，说明研究区与Scotia 海以及南大洋极锋带附近[11,13]的情况不同，风尘物质不是样品中磁化率信号的主要来源[14,15]。这也得到来自黏土矿物学研究方面证据的支持，即研究区沉积物的黏土矿物组合与普里兹湾和附近凯尔盖朗高地的黏土矿物组合一致，而与南美、澳大利亚等风尘的黏土矿物组合区别显著[15]。

样品合成磁化率κstack（图3(D)）与冰筏碎屑信号（图3(F)）[15]之间也没有相关性（且P1-2 岩芯的磁化率和冰筏碎屑信号之间也不相关），说明冰筏碎屑并不是磁化率信号的主要携带者。笔者团队之前的研究表明，样品中的冰筏碎屑主要由石英组成，含有少量的岩石碎屑[15,39]，而能携带磁铁矿的碎屑比例更小。

EDC 冰芯中代表南大洋冬季海冰范围变化的ssNa+记录[30]（图3(E)）与合成磁化率κstack（图3(D)）之间具有一定的正相关关系（r=0.34），但普里兹湾附近绝大部分陆架的水深都超过400 m（图1），海冰形成于海面，不与陆架海底直接接触，从而无法携带陆架上的沉积物，并将其输运至深海沉积[18]，因此，海冰搬运不是磁化率信号的来源，而磁化率和EDC冰芯ssNa+记录之间的正相关关系仅说明两者的变化响应同样的气候节拍，即冰期-间冰期旋回（图3(G)）。

本研究站位位于普里兹湾陆坡扇中下部至陆隆区，受到陆坡流ASC 和南极辐散带ADZ 的影响。在间冰期，普里兹湾环流强盛，其影响范围可以跨越普里兹湾陆架，向北扩张至64°S，从而覆盖我们的站位。而在冰期，普里兹湾陆架和陆坡频繁的浊流活动控制着附近深海沉积作用[15,24]。所以，在排除风尘、冰山、海冰搬运等因素后，本研究推断，沉积物中的碎屑磁铁矿主要来源于洋流/浊流搬运的普里兹湾陆架上的沉积物。

3.3 磁化率信号的稀释效应及扣除

样品磁化率信号随时间具有明显的旋回性变化特征，然而，冰期-间冰期变化的规律性不明确，即高磁化率既可以出现在冰期，也可以出现在间冰期。这种复杂的冰期-间冰期变化模式可能反映了非磁性组分对磁性组分的稀释效应。这种稀释效应可能使磁化率随时间变化的模式复杂化，不利于磁化率信号古环境意义的探索，需要扣除。在本研究样品中，这些组分包括蛋白石、孔隙率和碳酸钙等（图4），因为这些组分是抗磁性物质，磁化率值极低，能稀释沉积物磁铁矿中的磁化率。为此，通过式（1）对磁化率合成信号κstack（图5D）加以校正，以扣除这些组分对沉积物磁化率信号的稀释效应。

图4 磁化率的古环境意义分析Fig.4 Analysis of the paleo-environmental significance of magnetic susceptibility

图5 磁化率和组分粒度之间相关性分析Fig.5 Correlation analysis between magnetic susceptibility and grain-size of components.

其中，φPore、φOpal和φCarbonate分别为孔隙、生物蛋白石和碳酸钙所占的体积分数；κstack*表示稀释效应校正后的合成磁化率记录（图4）。由于本研究所使用的四个岩芯的孔隙率、生物蛋白石含量和碳酸钙含量水平相当，粒度组成一致[14-15,17-19,39,40]，且P1-2 是四个岩芯中纬度居中、跨越时间最长、研究程度最高、数据最丰富的岩芯(图2)，所以本研究的孔隙率、生物蛋白石和碳酸钙的体积分数都来自岩芯P1-2[14-15,17-19,39]。

扣除生物碎屑和孔隙对磁化率的稀释作用后，κstack*表示陆源碎屑组分总体的磁化率特征。但是，由于不同粒径的陆源碎屑物质常常具有不同的物质组成[39]，即携带磁化率信号的碎屑物质可能具有粒度效应，加之磁铁矿本身的粒径大小也是影响其磁化率的重要因素之一[41]，故还需要知道携带磁化率信号的物质所处的粒径区间，以尽量扣除粒度效应对磁化率的影响。

对MS*信号与沉积物碎屑物质的粒度分布进行相关分析（图5），结果表明，磁化率与＜4 μm 组分呈显著正相关，在4～9 μm区间，两者相关系数迅速减小，在10～40 μm区间，两者呈显著负相关，之后，随着粒径进一步加大，二者呈不相关。这种相关性结构表明，沉积物中磁铁矿主要赋存于＜4 μm 即黏土级组分中（图4(D)），粉砂物质对磁化率造成显著稀释效应。沉积物中＞40 μm 组分为粗粉砂和砂，主要为冰筏搬运沉积[15]。岩芯矿物成分主要为石英，并存在少量岩石碎屑[15,17]。这些岩屑可能含有少量磁铁矿，对沉积物磁化率信号具有一定贡献；另一方面，＞40 μm 组分中占绝大部分的石英等矿物又会对沉积物磁化率造成稀释，从而抵消岩屑中磁铁矿对磁化率的贡献，导致＞40 μm 组分含量与磁化率合成信号之间既不具有显著正相关，也不具有显著负相关关系。因此，本研究认为，样品中磁化率的主要信号来自＜4 μm 组分，且主要受到粉砂组分的稀释。故采用式（2）对磁化率κstack*进行粒度效应校正：

其中，V＜40与V＜4分别为＜40 μm 与＜4 μm 陆源碎屑组分的体积；κstack**为校正过稀释效应和粒度效应后的磁化率合成记录（图6）。

图6 MS stack的古环境意义Fig.6 Paleo-environmental significance of MS stack

由于κstack**主要赋存于黏土粒级物质中，水动力变化无法对黏土级物质组成进行分选，所以，κstack**的变化独立于水动力条件的变化。

3.4 磁化率与兰伯特冰川动力学的联系

剔除生物组分稀释效应和陆源碎屑组分的粒度效应后，κstack**的绝对值大大增加，且表现出相对明显的冰期-间冰期旋回性变化特征（图6(D)）。总体上，κstack**在间冰期具有相对高值，而在冰期具有相对低值。不仅与LR04 δ18O（图6(E)）[37]和P1-2 岩芯中反映兰伯特冰川体系消长的黏土矿物指标（图6(C)）[15]的冰期-间冰期旋回性变化一致，而且兰伯特冰川体系消长指标在细节上也具有相似的变化模式，这说明κstack**的变化模式可能与兰伯特冰川消长有联系。

普里兹湾内陆岩性复杂多变[42]，但P1-2 碎屑沉积物的Nd同位素（图6(B)）组成研究表明，在晚第四纪的冰期-间冰期气候旋回中，普里兹湾外沉积物εNd主要变化在-18～-22之间，变化范围较小，反映源岩性质变化相对较小或者不同来源的物质（εNd组成不同）混合较均匀[14]。但是κstack**（图6(D)）显著的冰期-间冰期旋回性变化与Nd同位素记录明显不同，这说明源岩成分的变化不是控制κstack**变化的主导因素。

普里兹湾外沉积物的黏土矿物组合在冰期-间冰期具有显著不同的特征[15]。具体而言，本研究区冰期沉积物中黏土矿物组合以相对高的高岭石含量为特征（EM2 比例高，图6(C)），而间冰期时以高的伊利石含量为特征（EM1 比例高，图6(C)）[15]。高岭石和伊利石分别是化学风化和物理风化的产物[43]。由于在晚第四纪南极地区干冷的气候条件下，化学风化作用受到严重抑制，故冰期较高的高岭石含量实际上反映了冰川扩张对陆架含高岭石的老地层的侵蚀扰动和再沉积作用[15,44,45]。而这些老地层是在晚古生代-早新生代温暖潮湿气候条件下，源岩化学风化的产物[46]。

本研究推断，合成磁化率κstack**在冰期的低值可能反映了老（晚古生代-早新生代）地层化学风化相对较强，磁性矿物的氧化分解和淋滤丢失。而间冰期时，沉积物主要来自冰川对普里兹湾内未风化源岩机械剥蚀，所以磁铁矿化学性质保存完好。Ge等[14]对P1-2 岩芯磁铁矿的扫描电镜研究发现，冰期时磁铁矿颗粒表面常常具有溶蚀凹坑或沟槽，表明这些磁铁矿经受过化学风化，本研究推断与之一致。更直接的证据来自于IODP188 航次的钻探工作。位于普里兹湾陆架的1166 站位揭示该区中新世以前的地层以相对低的磁化率为特征[47]。总之，本研究认为，这些岩芯的磁化率合成信号κstack**的冰期-间冰期旋回性变化，与其黏土矿物组合的变化一致，共同反映了兰伯特冰川消长过程中对普里兹湾陆架老地层的侵蚀程度的变化。在冰期，兰伯特冰川扩张，对陆架老地层侵蚀扰动程度增加，由于这些老地层部分形成于中生代晚期-新生代早期温暖潮湿的环境中，化学风化程度高，所以黏土矿物组合以高高岭石为特征，同时磁铁矿经受部分风化，沉积物总体磁化率降低，从而普里兹湾深水区沉积物记录到较高的高岭石含量和较低的磁化率；而在间冰期，兰伯特冰川撤退，对普里兹湾陆架老地层的侵蚀扰动程度减弱，从而普里兹湾外深水沉积物记录到较多的伊利石和较高的（正常的）磁化率。因此，本研究区磁化率记录主要反映了兰伯特冰川体系在冰期-间冰期时间尺度上的消长变化。

本研究对磁化率信号的解译与此前研究结果[14,15]一致，进一步说明东南极兰伯特冰川体系在晚第四纪低大气CO2分压条件（体积分数＜320 ×10-6）（图6(A)）下，依然具有非稳态性质。东南极冰盖-冰川体系的海平面当量约为53 m[48]，其中坐落于海平面以下的部分占1/3，即约17 m[48]。这部分冰川/冰盖对气候和海洋变化非常敏感[15,49]。工业革命以来，由于化石燃料的广泛使用，现如今大气CO2分压已经超过400 × 10-6[50]，该值与上新世早期大气CO2分压水平相当[51]，而上新世早期全球海平均平面比现在高5～35 m[52]。可以预见，如果不采取措施应对当下全球气候持续变暖的趋势，东南极的海洋性冰盖/冰川将会逐渐消融，造成全球平均海平面的显著上升[53,54]，对全球环境和人类生存构成严重威胁。