西藏纳木错全新世沉积物的环境磁学参数变化机理

西藏纳木错全新世沉积物的环境磁学参数变化机理 苏有亮, 高星, 刘青松, 胡鹏翔, 段宗奇, 姜兆霞, 王君波, 朱立平, DOBERSCHTZStefan, MUSBACHERRoland, DAUTGerhard and HABERZETTLTorsten Citation: 科学通报 57, 2980 (2012); doi: 10.1360/csb2012-57-31-2980 View online: http://engine.scichina.com/doi/10.1360/csb2012-57-31-2980 View Table of Contents: http://engine.scichina.com/publisher/scp/journal/CSB/57/31 Published by the 《中国科学》杂志社 Articles you may be interested in 呼伦湖湖泊沉积物磁化率变化的环境磁学机制 Science in China Series D-Earth Sciences (in Chinese) 28, 334 (1998); 西藏纳木错湖芯正构烷烃及其反映的8.4 ka以来的环境变化 Chinese Science Bulletin 53, 2352 (2008); 藏南沉错沉积物水蚤残体组合对环境变化的响应 Chinese Science Bulletin 50, 1490 (2005); 西藏纳木错1971~2004年湖泊面积变化及其原因的定量分析 Chinese Science Bulletin 55, 1789 (2010); 西藏昂仁湖全新世硅藻记录与环境演变 Chinese Science Bulletin 44, 320 (1999); 2012 年 论 文 第 57 卷 www.scichina.com 第 31 期：2980 ~ 2990 《中国科学》杂志社 SCIENCE CHINA PRESS csb.scichina.com 西藏纳木错全新世沉积物的环境磁学参数变化机理 ③ ③ ③ ③ ① ① 苏有亮①③, 高星②, 刘青松 , 胡鹏翔 , 段宗奇 , 姜兆霞 , 王君波 , 朱立平 , DOBERSCHÜTZ Stefan④, MÄUSBACHER Roland④, DAUT Gerhard④, HABERZETTL Torsten④ ① 中国科学院青藏高原研究所大陆碰撞与高原隆升重点实验室, 北京 100085; ② 中国科学院地理科学与资源研究所, 资源与环境信息系统国家重点实验室, 北京 100101; ③ 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; ④ Institut für Geographie, Friedrich-Schiller-Universität, Jena D-07743, Germany * 联系人, E-mail: E-mail: [email protected] 2012-04-18 收稿, 2012-05-21 接受 国家自然科学基金(40874033, 41074041 和 41130529)资助 摘要 青藏高原的高分辨环境记录对于理解全球气候与环境变化至关重要. 湖泊沉积物的磁学 关键词 参数能够记录沉积环境和古气候信息. 纳木错是西南季风过渡区大湖的典型代表, 前人在该湖 湖泊沉积 开展了大量地球化学、微体化石、沉积学和生物化学分析, 极大地推动了该区古气候环境的重建 岩石磁学 工作. 但迄今为止, 还缺乏对纳木错湖泊沉积物系统的环境磁学研究. 因此, 本文选取纳木错湖 纳木错 芯 NC 08/01 孔全新世以来(11.3 cal ka BP)的湖泊沉积物进行详细的岩石磁学与环境磁学研究, 结合地球化学指标, 在明确的气候背景下探讨该湖沉积物磁性参数的变化机制. 结果表明, 纳木 青藏高原 全新世 错全新世沉积物的磁性参数受到陆源磁性矿物输入、还原溶解作用和磁细菌活动的共同影响. 根 据各磁学参数系统的变化趋势, 可将该研究段样品分为 3 段: 第Ⅰ段(236~199 cm, 11.3~7.8 cal ka BP)主要载磁矿物为粗颗粒磁铁矿, 粒度均一, 含量较高, 并与 Ti 含量呈正相关关系, 指示该段 磁性矿物受后期溶解作用影响较小 , 其含量主要反映物源输入信息 ; 第Ⅱ段(198~102 cm, 7.8~2.1 cal ka BP), 磁性矿物颗粒变细, 含量明显降低. 在该段, 湖面下降, 水动力减小, 进而输 入的磁性矿物粒径也减小, 容易受到后期溶解作用的影响; 第Ⅲ段(101~0 cm, 2.1~0 cal ka BP), 磁性矿物以生物成因单畴磁铁矿和陆源碎屑成因磁铁矿为主, 磁性颗粒含量的变化与 Ti 含量不 相关. 以上结果表明, 在弱还原环境中, 湖泊沉积物磁性矿物的保存状态及磁学性质与其初始粒 径密切相关. 通过对磁性矿物信息的系统研究(包括粒径和含量变化等)并结合陆源输入指标(如 Ti 含量), 能够较为准确地反映湖泊环境氧化还原程度的变化. 以上结果为正确解译该湖沉积物 的环境磁学指标提供了基础. 青藏高原被称为世界 “第三极 ”, 受印度洋夏季 风、东亚夏季风和西风带的共同影响, 对全球气候变 [1] 的详细解读关系到对未来气候预测的可靠性和人类 社会的发展. 最新的研究显示, 全新世气候极不稳定, 化具有敏感响应和显著反馈 . 同时, 青藏高原拥有 存在百年、千年尺度上的变冷事件, 理解这些气候事 地球上海拔最高、数量最多的高原湖群区. 湖泊沉积 件的形成原因对研究全球气候动力机制具有重要意 物储存了丰富的气候环境信息, 并以其连续性、敏感 义 [4]. 迄今为止, 已对青藏高原全新世湖泊沉积开展 性和高分辨率等特点成为研究过去环境变化的良好 了大量地球化学、生物化学和沉积学的研究. 其中, 材料 [2,3] . 全新世作为最年轻的地质时代, 对其气候 孢粉、有机碳、粒度和微量元素含量等作为重要的环 英文版见: Su Y L, Gao X, Liu Q S, et al. Mechanism of variations in environmental magnetic proxies of lake sediments from Nam Co, Tibet during the Holocene. Sci Bull, 2012, 57, doi:2020-06-11 10.1007/s11434 -012-5324-7 Downloaded to IP:Chin 192.168.0.213 On: 12:56:28 http://engine.scichina.com/doi/10.1360/csb2012-57-31-2980 论 文 境指标, 揭示出青藏高原全新世气候除存在从暖湿 研究. Stockhausen 和 Thouveny[13]研究了法国布谢湖 适宜期演变为冷干恶化期的基本过程外 , 其快速变 及周边两个湖在伊米亚间冰期的沉积记录 , 发现由 化事件也呈现出一定的周期性 [2,3] 于局地的磁铁矿溶解或者非磁性矿物的稀释作用, 3 . 在诸多的环境代用指标中 , 环境磁学参数以其 个湖泊沉积物的磁化率曲线难以对应. 因此, 虽然湖 快速、经济、非破坏性、灵敏度高的特点受到广泛青 泊沉积物中磁性矿物的性质 与气候联系密切, 但将 睐 [5]. 另外, 磁学参数因能反映磁性矿物种类、含量 磁学参数作为气候替代性指标时 , 首先须厘定其磁 和粒径的综合信息, 成为世界范围内湖泊沉积物高 性变化机制. [6] [7] 纳木错是西南季风过渡区大湖的典型代表 , 是 发现法国中央地块 140 ka 来玛珥湖沉积的磁化率曲 藏北高原东南部古大湖残余的一部分. 近些年来, 关 线与格陵兰冰芯氧同位素曲线在千年尺度上有显著 于纳木错湖相沉积的变化、年代以及湖泊发育和演化 的对应关系, 磁化率可以作为湖泊古气候可靠的代 等已经有了较详细的报道 [14]. 目前, 纳木错湖区长 用指标. 近些年来, 磁学参数也开始应用于青藏高原 时间序列、连续的、分辨率较高的全新世古环境记录 分辨率气候环境研究的重要手段 . Thouveny 等人 [8] 湖泊沉积物的古气候研究. Zhu 等人 通过环境磁学 主要来自湖泊沉积物的多指标研究(图 1). 基于精确 指标分析, 揭示了 1400 年来沉错记录的冷暖干湿变 的年代标尺和地层分析 , 在纳木错开展了大量地球 化 , 与同期青藏高原其他的气候记录吻合良好 . 在 化学、微体化石、沉积学和生物化学分析, 极大地推 Mischke 和 Zhang[9]对希门错的研究中, 磁化率和频 动了该区古气候环境的重建工作 [16,17]. 研究表明, 全 率磁化率作为物源输入量的指标 , 帮助识别了该湖 新世以来, 纳木错整体经历了从暖湿到冷干的转 所记录的 6 次全新世变冷事件. 然而, 湖泊沉积物的 变 [18,19], 湖面水位经历了多次的波动 [3,15]. 以上成果 磁性信号对气候和环境的响应存在复杂性 . 一方面 都为纳木错全新世沉积物的环境磁学参数变化机理 受到流域面积、地形、岩性及地表植被、湖泊面积、 研究提供了良好的基础. 然而, 迄今为止, 还缺乏对 湖泊中的生物和化学条件等因素的影响 , 相同区域 纳木错系统的环境磁学机制研究. 因此, 本文对纳木 不同湖泊对气候和环境变化的响应机制可能不一致; 错全新世以来的湖泊沉积物进行了高分辨率的系统 另一方面影响湖泊沉积过程的多种因素 , 例如物源 磁学研究, 结合地球化学和生物指标, 在明确的气候 输入、氧化还原环境和生物作用的变化等, 使得磁信 与环境演化背景下, 深入探讨纳木错的磁学变化机 号对环境响应的模式非常复杂 [10,11] . 其中, 还原成岩 作用对磁信号改造最为明显 , 它会使沉积物中磁性 颗粒发生溶解和自生的现象 , 包括铁氧化物还原和 硫酸盐还原两个阶段. 其进程在很大程度上取决于 制, 为该区应用环境磁学方法研究长尺度湖相沉积 物提供强有力的理论支撑. 1 研究区概况 有机质的供给 [12]. 有机质含量较低时成岩过程只包 纳木错(30.7°N, 90.7°E)位于青藏高原中南部 , 括铁氧化物还原阶段 , 此时 , 碎屑成因的铁氧化物 念青唐古拉山峰北麓, 是西藏第一大湖, 也是世界上 (如磁铁矿 )在缺氧条件下通过微生物作用部分或全 海拔最高的咸水湖(图 1). 纳木错湖面海拔为 4718 m, 部溶解; 而在富含有机质的沉积物中, 成岩过程能够 东西长 78 km, 南北宽 44 km, 最大水深 98.9 m. 纳木 进入硫酸盐还原阶段, 常常伴随自生亚铁磁性铁硫 错是一个封闭湖盆 [20] , 主要由两部分组成: 中部湖 化 物 特 别 是 胶 黄 铁 矿 的 生 成 [12]. 在 众 多 的 因 素 中 , 盆水深超过 90 m, 底部较平坦; 而东北部湖盆则相 可利用的硫、铁含量和氧化还原条件强烈制约了还原 对较浅 [21]. 湖岸沉积物主要是黏土质粉砂、粉砂和各 成岩作用. 富含有机质的沉积环境易形成还原环境 种砂砾石. 南岸分布大量石炭系-二叠系板岩, 北部、 从而有利于成岩作用的发生. Jelinowska 等人 [11]对布 南部和西部还分布大量白垩系砂岩、粉砂岩和砾 文多沃湖晚更新世以来的磁学研究表明 , 在湖泊形 岩 [22] . 纳木错湖水主要补给来源为大气降水和冰川 成初期, 胶黄铁矿大量生成 ; 在铁还原菌的作用下, 融水, 河流主要分布在湖泊西部和南部, 其中最大的 小颗粒磁性矿物优先溶解 , 使得磁性矿物的粒径整 几条补给河流发源于念青唐古拉山脉, 从西南部注 体变粗. 正是由于磁性参数对湖泊沉积后环境的敏 入 湖 泊 [ 2 0 ] . 全 新 世 以来 纳木 错 湖 面 面积 逐 渐缩 小 , 感响应 , 使得磁性参数难以 “简单”地应用于古气候 但是, 过去 30 年以来又有所扩张, 1979 年测得面积 Downloaded to IP: 192.168.0.213 On: 2020-06-11 12:56:28 http://engine.scichina.com/doi/10.1360/csb2012-57-31-2980 2981 2012 年 11 月 第 57 卷 第 31 期 图 1 西藏纳木错及本文涉及钻孔的地理位置 虚线表示地震剖面位置. 修改自文献[15] 为 1920 km 2, 现在约为 1980 km 2. 整个湖泊流域面积 2 [20,21] 08/01 孔(0~236 cm)测定了 15 个 AMS 14 C 年龄数据, . 纳木错位于高 利用表层沉积物沉积速率校正了碳库效应, 共得到 9 原亚寒带季风半干旱气候区, 每年有 3~5 个月为冰雪 个可靠的年代数据控制点, 并据此建立了 NC 08/01 覆盖, 该区域的温度范围和降水模式易导致湖盆流 孔的深度-年代曲线(图 2(j), 据文献[15,23]修改). 达 10610 km , 补给系数为 5.53 域成为永久冻土 [17] (ⅲ) 实验方法. . 样品在实验室 38℃下烘干, 研 3 2 磨均匀后装入 8 cm 的塑料方盒进行磁学参数测量: 样品采集与实验方法 样品的低频磁化率(lf, 质量归一化)由捷克 AGICO 2008 年中德研究小组 公 司 生 产 的 卡 帕 桥 多 频 磁 化 率 仪 (MFK1-FA) 测 量 , 综合地震剖面结果在纳木错中部湖盆钻取了全长 测量频率为 976 Hz (F1). 随后, 在磁屏蔽空间(<300 1042 cm 的 NC 08/01 孔湖芯(30.73°N, 90.78°E, 图 1), nT)中, 利用 2G-760 U-channel 岩石超导磁力仪对样 水深 93 m. 该孔由 1 个平行重力钻和 1 个活塞钻拼接 品进行了非磁滞剩磁(ARM), 等温剩磁(IRM)和特征 而成, 本文选取全新世以来(0~236 cm)的沉积物作为 样品三轴热退磁的测量. 获得 ARM 的交变磁场峰值 研究对象. 沉积物 236~126 cm(11.3~3.0 ka)为浅灰色 为 100 mT, 相应的直流场为 50 T. IRM 由 2G En- 黏 土 质 粉 砂 , 间 杂 深 灰 色 及 黑 色 点 ; 126~104 cm terprise 脉冲磁化仪获得, 本文将 1 T 磁场下获得的 (3.0~2.1 ka)为粉砂-黏土过渡带; 104~0 cm (2.1~0 ka) IRM 定义为饱和等温剩磁(SIRM). 为了定量研究样 为浅灰色至黑色粉砂质黏土, 间杂浅灰色点. 分样间 品中的高矫顽力磁性矿物, 进一步对 SIRM 先后进行 隔为 1 cm. 100 和 300 mT 的 反 向 场 退 磁 , 相 应 剩 磁 定 义 为 (ⅰ) 湖芯沉积物采集. (ⅱ) 年代测定及深度 -年代曲线 . 前人对 NC IRM100 mT 和 IRM300 mT , 进而得到衡量高矫顽力磁性 Downloaded to IP: 192.168.0.213 On: 2020-06-11 12:56:28 http://engine.scichina.com/doi/10.1360/csb2012-57-31-2980 2982 论 文 图 2 全新世以来西藏纳木错 NC 08/01 钻孔磁学参数、全样平均粒度 Mz 与 Ti 元素随年代的变化曲线, 及深度与年龄关系曲线 Mz, Ti 元素及年代数据来自文献[15] 矿物绝对含量的参数 HIRM((SIRM+IRM-300 温剩磁随温度的变化, 升温梯度为 5 K/min. 此外, 其判定参数 [5] mT)/2) 及 L-ratio(HIRM/((SIRM+IRM-100 mT)/2))[24]. 还在 0.4 mT 的弱场中测量了样品磁化率随温度的变 为了更系统地研究该段沉积物磁性矿物的粒径 化曲线, 测量频率为 1 和 1500 Hz. 最后, 为了判定 及成分特征, 对特征样品进行了详细的岩石磁学测 不同矫顽力组分的载磁矿物 , 对特征样品进行三轴 量. 利用振荡样品磁力仪(VSM 3900)对样品的磁滞 等温剩磁逐步热退磁测量 [28]. 先对样品的 Z, Y, X 3 回线, IRM 获得曲线以及反向场退磁曲线进行测量, 个正交方向分别施加 2.7, 0.5 以及 0.05 T 的脉冲直流 设定最大外场为 1 T, 得到饱和磁化强度(Ms)、饱和 场, 使样品在室温下获得等温剩磁. 随后对样品进行 剩磁(Mrs)、矫顽力(Bc)以及剩磁矫顽力(Bcr). 样品的 逐步加热, 温度间隔为 20~40℃, 最高温度为 690℃, 一阶反转曲线(FORC)可以有效提取磁畴和矫顽力谱 每一步加热后测得相应剩磁 . 所有实验均在中国科 的信息 [25]. 因此, 利用 VSM 3900 同时测量了典型样 学院地质与地球物理研究所古地磁与地质年代学实 品的 FORC 曲线, 测量步长为 1.17 mT, 测量数据利 验室完成. 用软件 FORCinel 1.18 进行处理 [26] . 磁化率随温度变 化的特征(-T 曲线), 可以有效判别样品中的磁性矿 物以及在加热过程可能的矿物转变 [27] . 因此, 我们 利用卡帕桥 MFK1-FA 及 CS-3 温度控制系统测得特 3 3.1 实验结果 磁学参数随年代变化特征 征样品的 -T 曲线, 最高加热温度为 700℃, 升温梯 湖芯 NC 08/01 的磁性特征及 Ti 含量随年代变化 度为 2℃/min. 为避免样品在加热过程中氧化, 测量 曲线见图 2. lf, SIRM 和 Ms 通常反映了样品中磁性矿 均在氩气环境中进行. 低温磁性测量有利于判定样 物的含量, 相比 lf 和 SIRM, Ms 不受粒径因素的影 品中的磁性矿物成分. 本文中, 利用 MPMS XL-5 磁 响 [5]. Ti 含量则主要受控于物源的输入 [15]. 根据以上 性测量系统进行了样品零场冷却曲线(ZFC)和有场冷 3 个参数的变化特征, 可以将湖芯由下至上分为 3 段 却 (FC)曲 线的 测 量 . 具 体步 骤 为 : 分 别 在 零磁 场 和 (图 2). 2.5 T 磁场中降温到 10 K, 然后使样品在 2.5 T 的外场 第 Ⅰ 段 (236~199 cm, 11.3~7.8 cal ka BP): lf, 下获得剩磁后逐渐升温到 300 K, 测量低温下饱和等 SIRM 和 Ms 的变化表明磁性矿物含量存在由底至顶 Downloaded to IP: 192.168.0.213 On: 2020-06-11 12:56:28 http://engine.scichina.com/doi/10.1360/csb2012-57-31-2980 2983 2012 年 11 月 第 57 卷 第 31 期 先升后降的趋势, 与 Ti 元素的变化相一致. HIRM 在 了磁铁矿的居里温度 [5]; 其后磁化率直至 680℃时仍 第Ⅰ段整体较低, 表明高矫顽力的磁性矿物含量较 有部分残余, 进一步表明含有顺磁性矿物. 降温曲线 少. ARM 的大小主要反映细颗粒的亚铁磁性矿物的 在 580℃左右突然升高, 表明加热过程中产生了大量 [5] 含量 , 此阶段内, 该参数波动较大. Mrs/Ms 是亚铁 磁铁矿; 另外, 降温曲线在 200~250℃出现明显峰值, 磁性矿物(如磁铁矿)磁畴状态的指标 , 该值在 0.08 指示了铁硫化物的阻挡行为 [30]. 样品的低温磁化率 左右(<0.1), 显示样品属于准单畴晶粒 (PSD)范畴 [5]. 曲线(图 3(m))在 120 K 左右存在 Verwey 转换, 指示 Bc 的值较低, 在 4~8 mT 之间且与 Mrs/Ms 变化趋势一 了磁铁矿的存在 [31]. [5] 致, 进一步表明该段内磁性矿物的粒径较粗. 第Ⅱ段: 同第Ⅰ段相似, 磁滞回线同样指示样品 第Ⅱ段(198~102 cm, 7.8~2.1 cal ka BP): 整体上, 主要的载磁矿物为软磁性矿物, 顺磁性成分明显. 典 lf, SIRM 和 Ms 自底至顶存在递减的趋势, 而 Ti 元素 型样品的 -T 加热曲线从室温至 180℃左右的缓慢衰 则呈现递增趋势. HIRM 曲线表明高矫顽力的磁性矿 减变化亦表明是受顺磁性矿物的影响 . 从 180℃至 物含量在整个钻孔中最低. 此阶段内, ARM 的值较 280℃, 磁化率有些许增加, 这可能与硫化物(如磁黄 第Ⅰ段有明显的下降, 但其变化趋势与 lf, SIRM 和 铁矿)加热转化成强磁性矿物有关 [32]; 其后磁化率缓 Ms 基本一致. Mrs/Ms 和 Bc 的平均值较第Ⅰ段具有上升 慢下降; 在 550~580℃之间磁化率快速下降, 指示了 趋势, 且二者同步变化, 表明该段内磁性矿物的粒径 磁铁矿的居里温度; 磁化率直至 680℃时仍有下降趋 开始变细. 势 , 表 明 含 有 少 量 的 赤 铁 矿 [5]. 其 降 温 曲 线 自 约 第Ⅲ段(101~0 cm, 2.1~0 cal ka BP): lf, SIRM 和 580℃后突然升高 , 表明加热过程中产生了磁铁矿; Ms 变化较为一致, 有递增的趋势, lf 波动较大. Ti 元 另外, 降温曲线在 200~250℃存在较宽的阻挡峰, 表 素在约 625 ppm(1 ppm=1 μg/g, 下同)附近波动, 与磁 明 存 在 一 定 量 的 硫 化 物 [30]. 但 样 品 的 低 温 曲 线 (图 学参数的相关关系不明显. HIRM 曲线呈现明显的上 3(g)和(h))在 120 K 左右未发现明显的 Verwey 转换. 升趋势, 表明沉积物中高矫顽力的磁性矿物含量增 由于此段粒径较第Ⅰ段更细 , 较细的粒径和氧化作 多. 此阶段内, ARM 的值较高, 但波动较大, 反映了 用的增强可能压抑了 Verwey 转换 [33]. 特征样品的三 细颗粒磁性矿物含量的剧烈变化. 相比较第Ⅱ段, 轴热退磁实验(图 3(j)和(o))表明, 软磁成分和中等矫 Mrs/Ms 和 Bc 的值较低, 但高于第Ⅰ段. 由于本段高矫 顽力组分对沉积物的剩磁占主导优势. 两者在 顽力矿物显著增多, 会对磁滞参数造成较大影响, 因 200~300℃的温度区间剩磁衰减的速率较快, 可能是 而不能根据 Mrs/Ms 和 Bc 的值判断磁性矿物的粒径介 含钛磁铁矿或铁硫化物作用的结果 [28,32]. 软磁成分 于第Ⅰ段和第Ⅱ段之间. 的剩磁强度在 580℃趋于零说明样品中主要软磁组分 磁性矿物性质分析 3.2 为磁铁矿. 高矫顽力及中等矫顽力组分的剩磁在 650℃趋于零证明赤铁矿是主要的高矫顽力载磁矿物. 依据各层位典型样品的 -T、低温分析、磁滞回 第Ⅲ段: 磁滞回线显示了与前两段相似的行为 , 线、三轴热退磁曲线、Day 图及 FORC 图对 NC 08/01 顺 磁 性 矿 物 的 贡 献 相 对 减 小 .-T 曲 线 从 室 温 至 沉积物 3 个层段的磁性矿物组分进行详细分析, 结果 400℃左右, 呈缓慢衰减趋势, 与顺磁性矿物的贡献 如下: 有关(图 3(d)). 从 400℃开始增加, 至 500℃左右达到 第 Ⅰ 段 : 未 进行 顺 磁校 正的 磁 滞回 线 (图 3(k), 峰值, 这可能是加热过程中新生成的强磁性矿物 引 虚线)显示了明显的顺磁性特征, 校正后(实线), 曲线 起如含铁硅酸盐、黏土矿物等加热转化成磁铁矿 [29]; 在 0.2 T 达到饱和, 说明主要的载磁矿物为软磁性矿 其后, 急剧降低, 在 580℃降低到零, 说明磁铁矿为 物 . 典型样品 -T 加热曲线(图 3(n))显示, 从室温至 主要的载磁矿物; 低温磁化率曲线(图 3(c))可以明显 300℃左右, 磁化率呈缓慢衰减趋势, 显示了顺磁性 地识别出磁铁矿特有的 Verwey 转换 [31], 但与第Ⅰ阶 矿物的贡献 [5]. 从 300℃至 460℃, 磁化率缓慢增加, 段特征样品(图 3(m))不同的是, 低温下不同频率的磁 这可能与其他矿物(如含铁硅酸盐、黏土矿物)加热转 化率存在显著差异(图 3(c)), 表明超顺磁颗粒对低温 [5] ; 从 460℃加热至 550℃, 磁化率 磁化率有较大贡献 [5]. 另外, FC-ZFC 曲线(图 3(b))中, 缓慢下降; 在 550~580℃之间磁化率快速下降, 指示 δFC/δZFC 值为 4.4(>2), 这表明该样品中可能存在生物 化成磁铁矿有关 [29] Downloaded to IP: 192.168.0.213 On: 2020-06-11 12:56:28 http://engine.scichina.com/doi/10.1360/csb2012-57-31-2980 2984 西藏纳木错 NC 08/01 钻孔各层位典型样品的磁滞回线((a), (f)和(k), Mrs 单位为 Am2kg1)、低温退磁曲线((b), (g)和(l))、低温频率磁化率曲线((c), (h)和(m))、 磁化率温度曲线((d), (i)和(n))和三轴热退磁曲线((e), (j)和(o)) 论 文 Downloaded to IP: 192.168.0.213 On: 2020-06-11 12:56:28 http://engine.scichina.com/doi/10.1360/csb2012-57-31-2980 2985 图3 2012 年 11 月 第 57 卷 第 31 期 成因的磁铁矿 [34]. 特征样品的三轴热退磁实验结果 右均有明显下降 (图 3(e), (j)和(o)), 指示了铁硫化物 (图 3(e))同 -T 结果一致, 都表明含硫化物、磁铁矿和 的 存 在 (很 可 能 为 大 颗 粒 黄 铁 矿 包 含 少 量 的 胶 黄 铁 赤铁矿. 矿 [28,32]). 在还原环境中, 磁铁矿、赤铁矿和胶黄铁矿 为清楚比较磁性矿物粒径的信息 , 将各段样品 可以共存, 保存状态取决于其粒径大小, 粗颗粒容易 中(图 4(c)), 投 保存, 细颗粒则比较容易溶解 [11]. 由图 5(a)看出, 第 点均落在准单畴区域(PSD). 第Ⅰ段样品趋近于较粗 Ⅰ, Ⅱ段样品 L-ratio 与 HIRM 均呈一定的正相关关 的多畴区域, 其典型样品的 FORC 曲线(图 4(d))也呈 系, 说明沉积物都存在不同程度的溶解作用, 而第Ⅲ 的 Mrs/Ms 与 Bcr/Bc 值投影在 Day 图 现出多畴的信息 [25] [35] . 第Ⅱ段的样品投点在 Day 图中 [25] 段样品存在先线性变化后变平稳的趋势, 尤其是 , L-ratio >0.5 部分, L-ratio 与 HIRM 相关性不明显, 指 且 FORC 曲线(图 4(b))中心矫顽力降低, 为 PSD 颗粒 示受溶解作用较弱 [24]. 第Ⅰ段的磁性矿物粒度均一 的信息 [25]. 第Ⅲ段样品的部分点落在单畴 (SD)和超 (图 2(h)和(i)), 以粗颗粒 PSD 磁铁矿为主. 第Ⅱ段磁 顺磁(SP)混合区及 SD 和 MD 混合区. 该阶段典型样 铁矿含量最低, 粒度变细, 赤铁矿含量极少. 第Ⅲ段 品 FORC 曲线也反映出 SD 与 SP 混合的粒径信息(图 含有典型的弱相互作用 SD 磁铁矿, 可能为生物成 4(a)), 且纵轴展布较窄, 显示了弱相互作用的特点. 因 [34]. 低温频率磁化率指示存在 SP 组分(图 3(c)), 展布较宽, 较第Ⅰ段位置偏上, 即颗粒分布偏细 3.3 HIRM 增大指示高矫顽力组分(如赤铁矿)含量增多, 磁性矿物特征小结 可能是湖泊沉积物表层的弱氧化环境利于赤铁矿等 三轴热退磁曲线中低、中矫顽力组分在 300℃左 三价铁氧化物的保存. 图 4 西藏纳木错 NC 08/01 钻孔各层位典型样品的 Day 图及 FORC 图 FORC 图平滑因子为 7[26] Downloaded to IP: 192.168.0.213 On: 2020-06-11 12:56:28 http://engine.scichina.com/doi/10.1360/csb2012-57-31-2980 2986 论 文 图 5 西藏纳木错 NC 08/01 钻孔 HIRM 与 L-ratio (a), Ms 与 Ti (b), 全样平均粒度 Mz 与 Mrs/Ms (c)的相关关系图 阴影部分受溶解作用弱 量指标 [15], Ms 作为磁性矿物含量变化的指标, Mrs/Ms 讨论 4 纳木错古环境变化基础 4.1 作为磁性矿物粒径变化的指标(图 6)来阐述磁学参数 对古环境的响应机制. 根据地球化学、沉积学及微 磁化率在整个全新世纳木错湖芯中都较低(lf < 体化石学的证据, 认为由 Ca 含量及介形化石丰度指 12×10 8 m3 kg1), 主要原因有二: 一方面, 纳木错湖 示的自生碳酸盐沉淀, 及多种元素含量(Ti, K, Al, Rb) 泊补水主要来自砂岩为主的南岸及西南岸 , 而砂岩 指示的陆源碎屑输入通量所反映的湖区古水文变化, 中磁性矿物含量较少, 整体磁性较弱; 另一方面, 三 与影响纳木错的印度洋夏季风的加强或减弱直接相 轴热退磁实验与 -T 曲线指示整个湖芯都含有铁硫化 关. 在此基础上, 将纳木错湖区气候变化简述如 物(很可能为大颗粒黄铁矿包含少量的胶黄铁 Doberschütz 等人 [15] : ~11.3 cal ka BP 季风较强; 11.3~10.8 cal ka BP 矿 [28,32,37]), 指示磁性矿物处于还原环境, TOC 值较高 为气候冷干时期; 10.8~9.5 cal ka BP 的暖湿时期与青 (>1)也说明湖底为还原环境 [36]. 因此, 还原溶解作用 藏高原中部季风加强有关, 使湖面水位显著增高; 溶解了部分磁性矿物 , 使得整体磁性变低 [11]. 在湖 9.5~6.6 cal ka BP 陆源输入减少指示季风带来的降水 泊沉积环境下, 氧化还原过程由多种因素控制, 包括 减少; 6.6~4.8 cal ka BP 为气候湿润时期; 4.8~2 cal ka 湖面、沉积速率、沉积物有机质含量、可利用铁和 BP 气候变干, 指示季风强度减弱; 而 2.0 cal ka BP 后 硫 [38] 及磁性矿物的粒 径和成分等 [39,40]. 例如 , 湖面 变得更干. 水位和湖水分层强烈影响湖泊环境进而影响磁性矿 下 [15] 与其他湖相比, 纳木错的特点在于, 南岸边缘较 物的保存. Williamson 等人 [41]对马达加斯加的热带玛 陡(图 1), 而纳木错补水主要来自南边的河流, 因此 珥湖沉积物的研究认为, 在气候干旱期, 湖面水位降 湖面水位变化大时集水区离采样点距离变化不大 , 低, 高矫顽力矿物(赤铁矿、针铁矿)优先保存; 而在 湖盆集水区物源输入路径变化也不大 , 而只是陆源 湖水分层的深水环境下, 却优先溶解. 本研究中由于 输入颗粒粒径改变. 因此, 湖面水位与动力学条件密 纳木错全新世动力学条件的差异导致输入粒径大小 切相关, 当水源充足时 , 湖面上升, 动力学条件强 , 不一样, 对应的溶解程度不一样, 造成了不同阶段磁 带入湖泊颗粒粒径较大; 相反, 水源减少时, 湖面下 性矿物性质的显著差异. 因此, 磁性矿物的还原溶解 降, 动力学条件弱, 带入湖泊颗粒粒径较小. 程度是影响纳木错全新世沉积物磁性特征及其对气 4.2 纳木错湖泊沉积物磁学参数对古环境的响应 机制 Doberschütz 等人 候响应的主要因素. 具体阐述如下: 第Ⅰ段(11.3~7.8 cal ka BP) Ms 与 Ti 正相关(图 5(b)), 磁性矿物为较粗的 PSD 磁铁矿(图 4(d)), 表明 [15] 将 Ca 含量作为湖面升降的 此段磁性矿物以陆源输入为主, M s 可以反映物源输 指标, 而总有机碳(TOC)作为湖泊初级生产力的指标, 入的信息. 此阶段 TOC 最高(图 6), 暗示湖底还原环 而这两个指标都与湖泊的氧化还原状态密切相 境最强, 但由于湖面水位较高, 动力学条件较强, 带 关 [15,36]. 本文将纳木错的 Ti 含量作为陆源输入的衡 入湖盆的陆源碎屑颗粒也较粗. 而前人研究表明, 还 Downloaded to IP: 192.168.0.213 On: 2020-06-11 12:56:28 http://engine.scichina.com/doi/10.1360/csb2012-57-31-2980 2987 2012 年 11 月 第 57 卷 第 31 期 图 6 西藏纳木错 NC 08/01 钻孔 TOC, Ca, Ti, Ms, Mrs/Ms 全新世以来的变化 其中 Ti 元素曲线经 5 点滑动平均. TOC, Ca, Ti 数据来自文献[15] 原溶解速率受颗粒表面体积比的影响 [11] ，粗颗粒磁 度 Mz 值保持稳定(处于 7~10 m 之间), 而反映磁性 铁矿溶解程度较低. 因此, 虽然本段沉积物处于强烈 矿物粒度的 Mrs/Ms 参数变化较大, 与该段样品中的 的还原环境下, 但磁性矿物由于粒径较粗得到良好 磁性矿物明显受到后期溶解作用有关. 另外, Zhu 等 的保存, 磁性参数主要反映了物源输入的信息. 人 [3]研究结果表明 6.9~2.9 cal ka BP, 该湖 Fe/Mn 值 第 Ⅱ 段 (7.8~2.1 cal ka BP) 所 含 的 磁 铁 矿 粒 较高, 支持该阶段为较强的还原环境. 因此, 虽然在 度变细, Ms 值最低, Ti 整体含量较高, Ms 与 Ti 呈 11.3~2.1 cal ka BP 湖面有波动, 但由于湖水较深, 整 负相关关系(图 5(b)和 6), 并不代表物源输入的信息. 体处于还原环境, 陆源磁性矿物大量溶解, 自生铁硫 Doberschütz 等人 [15] 研究表明, ~8 cal ka BP, 纳木错 湖区全新世大暖期结束, 季风带来的降水减少, 同时 化物生成(图 3(i), (j)和(o)), 因此磁性参数主要指示 了湖泊还原环境的程度. 气温下降使冰融水减少, Ca 含量在 7.5 cal ka BP 开始 第Ⅲ段(2.1~0 cal ka BP)Ms 增强(图 6), 与 Ti 并无 升高也指示湖面下降 (图 6), 暗示水动力条件减弱 , 明显关系(图 5(b)), 表明磁性增强并不受陆源输入主 从而带入湖盆的颗粒变细. 同时 TOC 虽有所下降但 导. 大量研究表明, 晚全新世, 纳木错湖区气候冷干 仍较高(>1), 还原环境较强. 细颗粒磁铁矿在缺氧条 化 [19,43], 2.4 cal ka BP 以来介形化石丰度很高并呈逐 件下易受还原溶解作用从而大部分溶解 , 使磁性变 渐减少趋势, 指示湖面先变浅后变深, 湖底处于弱氧 弱, 造成 Ms 与 Ti 的负相关 [42] . 全样粒度与磁性矿物 粒度相关图中(图 5(c))第Ⅱ段岩芯大部分样品全样粒 化环境, 溶解作用非常弱, 因而介形化石得以良好保 存 [15] . 此阶段磁性增强的另一原因是由于生物成因 Downloaded to IP: 192.168.0.213 On: 2020-06-11 12:56:28 http://engine.scichina.com/doi/10.1360/csb2012-57-31-2980 2988 论 文 磁铁矿较多(图 3(b)和 4(a)). 生物成因磁铁矿在许多 [44] 用、以及后期磁细菌的活动. 本文的研究表明, 该湖 . 一般只在表面约 50 cm 存在, 随着 磁性矿物的保存除了与还原环境相关 , 还和初始粒 深度变深会慢慢溶解, 同时还受到氧化还原界面的 径密切相关. 11.3~7.8 cal ka BP, 末次冰消期结束时 影响. 由于该段处于弱氧化环境, 生物成因磁铁矿和 积累了丰富的侵蚀物源, 大量的陆源磁性矿物冲入 湖中已有报道 [41] . 由三轴热退磁结果可以看出 湖盆. 由于磁性矿物的粒径粗, 虽然该时段也为还原 明显存在赤铁矿, 而Ⅰ, Ⅱ段由于溶解较强, 赤铁矿 环境, 但是仍能很好地保存. 7.8~2.1 cal ka BP, 由于 几乎被完全溶解. 因此, 本段磁性信息是生物成因的 气候恶化, 水源减少, 带入湖泊的陆源颗粒变细, 受 磁铁矿和物源磁性矿物输入的综合体现 , 显示磁性 还原溶解作用影响严重, 不再保存物源输入信息. 增强的特征, 反映了氧化的沉积环境. 2.1~0 cal ka BP, 湖泊环境变为氧化环境, 陆源输入 赤铁矿能较好保存 结论 5 湖泊沉积物受到的影响因素很多 , 但通过详细 的岩石磁学研究, 可以区分陆源输入、还原溶解作 致谢 磁性矿物保存良好并叠加了生物成因磁铁矿的信息. 综上, 纳木错的磁性参数变化对环境变化非常敏感, 能提供丰富的环境变化与还原溶解方面的信息 . 该 研究为该区湖泊沉积物的磁性变化提供了解释依据. 作者与中国科学院地质与地球物理研究所储国强、刘志锋和兰州大学刘建宝的讨论得益良多, 在此一并表示 感谢. 参考文献 1 Qiu J. 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