磁化率在湖泊沉积物研究中扮演着举足轻重的作用^[1~10], 但是其具体的古环境指示意义却不尽相同。由于湖泊所处地理位置、当地地质地貌条件和气候系统的不同, 磁化率可以用来反映以下三个方面的变化:首先, 磁化率可以用来反映湖泊沉积物物源条件的波动^[11~13]。当物源随着环境气候的变化而改变时, 碎屑物的来源也会发生变化, 带入湖泊内的磁性矿物的磁学特征不同, 沉积物的磁化率不同。对于大多数湖泊而言, 陆源碎屑物的带入都是沉积物的主要来源, 湖内沉积物的磁学性质在很大程度上取决于碎屑来源物质中亚铁磁性矿物的磁学性质。其次, 磁化率也可以用来指示湖泊周围地表水动力侵蚀/搬运条件的变化^[14~18]。在物源相对稳定的地区, 碎屑物来源不变, 湖泊内沉积物的磁学性质主要取决于陆源营力对碎屑物的分选和搬运。当物源区植被覆盖度较低时, 水动力对地表的侵蚀强烈, 带入湖泊内的碎屑物多, 沉积物的磁化率较高; 反之, 当物源区植被覆盖度较高时, 水动力对地表的侵蚀减弱, 碎屑物的带入量将减少, 沉积物的磁化率较低。最后, 磁化率还可以用于探讨湖泊沉积环境的差异^[19~22]。大量研究表明, 富营养的湖泊中, 在生物活动和细菌作用的影响下^{[23, 24]}, 有机质分解并消耗大量氧, 形成稳定的还原环境, 软磁性细颗粒的磁铁矿会被分解, 湖内沉积物中细颗粒亚铁磁性矿物的含量减少, 磁化率降低^{[4, 25, 26]}。上述三种有关磁化率对环境变化的响应机制, 是前任通过大量实际研究总结而来, 具有普遍性意义, 因此磁化率记录可以作为古气候、古环境变化良好的替代性指标^{[4, 27~29]}。

鹤庆盆地位于云贵高原西北部, 属西南季风区, 沉积厚度大、连续性好, 是研究西南季风的理想区域^[29~35]。随着湖泊研究的不断深入, 鹤庆盆地的研究也取得了大量成果, 显示出西南季风明显有别于东亚季风^[29~32], 但这些研究主要集中在1 Ma以来, 对整个西南季风的演化历史尚显不足。为了更进一步研究西南季风演化的过程和规律, 由国家科技部和中国科学院联合支持的"中国大陆环境钻探计划"将云南鹤庆盆地作为首个深钻地点, 累计钻取垂直岩心665.83 m, 以湖相沉积为主。通过对该岩心的研究, 前人和我们课题组已经取得了不少成果^{[33~34, 36]}, 探讨了晚更新世以来鹤庆盆地的古环境演化特征。本为主要通过对磁化率强弱变化的分析, 同时结合碳酸盐、烧失量和粒度特征对古环境变化的响应机理, 对比分析造成磁化率强弱变化的主要因素, 进而探讨了磁化率具体的古环境指示意义, 并得出了较为合理的解释。

1.   研究区概况

鹤庆盆地位于云南鹤庆县西北部(25° 51'~26° 42' N, 100° 06'~100° 29' E)为构造断陷盆地, 大地构造上位于青藏高原隆起带的边缘部位, 属滇西北高原横断山余脉, 自晚新生代以来持续沉积, 厚度大^[37]。盆地四周环山, 周围山峰海拔均在2500 m以上。鹤庆盆地的东西两侧是连续而较高峻的山地, 南面山地稍低, 而北面是相隔约40 km的玉龙雪山(5596 m)。盆地面积约144 km², 呈南北长条形展布, 与构造带走向一致(图 1), 南北长约22 km, 东西宽约5~10 km, 盆地地势低平, 海拔2193~2240 m, 北高南低, 坡度约1~3°。盆地四周有小溪、小河汇入, 中部低洼地积水形成草海。盆地中部有发源于玉龙雪山的漾弓江自北向南流过, 出盆地后折向东流入金沙江^[31]。

图  1  鹤庆盆地地理位置和构造简图

Figure  1.  Sketch map of tectonic setting of Heqing Basin

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盆地位于西南季风区, 夏季主要受来自孟加拉湾的暖湿气流影响, 冬季受南支西风急流控制, 另外还兼受青藏高原局地气候的影响, 年均温13.5℃, 1月均温6.3℃, 7月均温19.2℃, 年降水量900~1000 mm。气候特点为冬季偏凉干, 夏季偏温湿, 温度年较差小, 无严冬无酷暑^[34]。

鹤庆深钻钻孔位置26°33'43.1″N, 100°10'14.2″E, 井口海拔为2200 m, 孔深737.72 m。本次钻探首次在国内采用内衬管取心的方法, 确保了岩心不受外力作用而发生扭曲、变形, 全井取芯率高达96.7%。所获得的665.83 m岩心除底部37 m为河床沉积外, 其余岩心全部为连续的湖相沉积, 岩性为灰色、灰绿色、灰褐色粘土和粉沙质泥, 层理清晰, 是我国迄今为止最长之一, 也是理想的研究环境演化的湖泊沉积岩心之一。钻孔岩心在岩性特征上表现为3个大的沉积旋回:下部(665.83~372.66 m)、中部(372.66~195.45 m)和上部(195.45~0 m)都是从含砾石泥沙层到粉砂质粘土和粘土的沉积旋回。

2.   采样方法及测试

在钻孔岩心中以大约50 cm的间距, 共采集了1369块样品。测试之前, 所有样品放入烘箱中在35℃的条件下进行低温干燥。实验在中国科学院地球环境研究所环境磁学实验室完成, 使用英国Bartington公司生产的MS2磁化率仪进行了低频(475 Hz)磁化率的测试。整个测试过程中每个样品的磁化率都测试两遍, 背景值介于± 0.3 (SI)之间, 单个样品的重量基本上都处于8.5~11.0 g之间。

以下数据来自于南京地理与湖泊研究所已发表文章^[33]。实验全部由南京地理与湖泊研究所湖泊沉积与环境重点实验室完成, 碳酸盐采用酸碱中和滴定法测定, 重复误差1%以内; 烧失量为550℃条件下将样品放入马弗炉中, 灼烧5小时后计算失重的百分含量, 多次测量误差小于2%;粒度测定由Mastersizer-2000激光粒度仪完成, 测量误差小于2%。

3.   数据的分析和讨论

磁性矿物颗粒的搬运、沉积和转化与沉积环境的变化和古气候的演化密切相关, 矿物的磁学性质可以作为环境变化和气候过程的替代指标^{[1~10, 38, 39]}。作为沉积物中最重要的磁学性质之一, 磁化率主要受控于亚铁磁性矿物的种类、含量和粒度。通过对整套沉积序列的描述可知, 磁化率的变化通常和岩性的变化存在着明显的联系, 磁化率的峰值与含砂(砾)层位具有很好的对应性。本文将结合碳酸盐含量、烧失量和粒度特征来综合分析和讨论鹤庆盆地湖相岩心中磁化率变化的古环境指示意义。为了方便对比分析及增加数据的可靠性, 碳酸盐、烧失量和粒度数据均以磁化率数据的深度为依据进行挑选(在岩心深度上误差小于5 cm) (图 2)。

图  2  鹤庆盆地湖相岩心磁化率(MS), 碳酸盐, 烧失量(LOI), 中值粒径, < 4μm和> 32μm颗粒的相对含量随深度的变化情况。出于作图的匀称, 其中磁化率采用对数坐标

Figure  2.  Changes with depth of Magnetic Susceptibility, Carbonate Content, LOI, Middle Grain, Contents of < 4μm and > 32μm in Heqing Core lacustrine sediments

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3.1   磁化率与碳酸盐含量、烧失量的关系

已有研究指出, 湖泊沉积物中碳酸盐含量可以用来反映降水的强弱变化化^{[3, 9, 29, 33]}。湖泊沉积物中碳酸盐主要有内源和外源两种, 其中前者主要有湖水化学沉淀产生和生物作用引起; 后者则主要通过地表径流以陆源碎屑物的形式带入湖内。

鹤庆湖相岩心碳酸盐总体含量较高高, 最大值83.35%, 最小值0.29%, 平均值41.11%, 且变化幅度比较大, 表现出明显的周期性变化。通过观察岩心可知, 沉积物的颗粒度普遍比较细小, 出现含(砾)砂层时碳酸盐含量通常比较低(表 1)。同时, 湖泊中外源碳酸盐的增多不利于湖内有机质的保存, 并会冲淡有机质的含量^{[4, 29]}, 但在整套沉积序列中二者具有很好的一致性, 因此岩心中碳酸盐的沉积主要有生物等湖内自生因素产生或引起的。

表  1  鹤庆盆地湖相岩心中砾石段的碳酸盐含量

Table  1.  Carbonate Content of the Gravels layer in Heqing Core lacustrine

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在整套沉积序列中, 碳酸盐含量和磁化率呈较为明显的相反变化, 当磁化率达到峰值时, 碳酸盐含量通常形成谷值。由底部向上, 磁化率可以依据其平均值和变化幅度划分为3个阶段, 与先前研究中关于碳酸盐含量的阶段划分具有很好的一致性^[33]。A阶段(665.83 ~372.66 m), 岩心磁化率低, 平均值为15.83 × 10^-8 m³ kg^-1, 碳酸盐含量在整套沉积序列中较高。根据二者的相对变化可以进一步划分为3个亚段:665.83~574.99 m亚段, 磁化率较大, 平均值18.63 × 10^-8 m³ kg^-1, 碳酸盐含量较低, 平均值29.93%, 向上呈逐渐升高的趋势: 574.99~466.89 m亚段, 磁化率低, 平均值15.71 × 10^-8 m³ kg^-1, 为整套沉积序列的最小值, 碳酸盐含量高, 达到了55.18%; 466.89~372.66 m亚段, 磁化率变化幅度增强, 平均值升高为16.62 × 10^-8 m³ kg^-1, 碳酸盐含量呈显著降低趋势, 平均值为40.11%。B阶段(372.66 ~195.45 m), 磁化率开始趋于稳定, 平均值升高为26.05 × 10^-8 m³ kg^-1, 碳酸盐含量平均值为36.49%, 呈现较大幅度的变化。C阶段(195.45~0 m), 与前一阶段相比, 磁化率的平均值显著的升高, 达到了50.90 × 10^-8 m³ kg^-1, 碳酸盐含量升高为42.24%, 二者的变化幅度都有显著的增强。

碳酸盐为抗磁性物质, 其磁化率值在仪器测量时显示负值, 在湖泊研究中认为对磁化率具有稀释作用, 降低了亚铁磁性矿物的浓度^{[27, 29]}。有图 2可知, 在对磁化率做了去碳酸盐影响的处理后(所使用的公式为MS'=MS/(1-CaCO₃%), 其中MS'表示去除碳酸盐影响后的磁化率值, MS为初始磁化率值)^[29], 并没有改变磁化率的变化趋势和变化幅度, 因此, 碳酸盐的稀释作用不是引起磁化率变化的主要因素, 磁化率的强弱变化并非直接受控于降水量的多少。

烧失量可以用来反映沉积物中有机质的含量^{[4, 33]}。整套沉积序列中烧失量较大, 平均值为19%, 最大值可达36%。由图 2和表 2可知, 在任意岩性段, 磁化率与烧失量都呈现负相关变化。在还原环境或富营养的湖泊中, 有机质被分解并消耗了大量的氧, 形成了稳定的缺氧环境。由于具有较大的比表面积, 碎屑成因的磁颗粒磁铁矿费还原分解, 沉积物中亚铁磁性矿物的浓度降低, 磁化率降低^{[4, 25, 26]}。但也有研究指出了相反的变化, 即在较强的缺氧环境中, 有机质的还原分解作用极强, 首先铁氧化物被还原分解, 然后硫酸盐也会被还原, 形成硫化氢和甲烷。新生成的硫化氢和铁离子反应, 形成磁黄铁矿和胶黄铁矿等铁的硫化物。在沉积速率持续较低且有机质含量较高时, 新生成的亚铁磁性的铁的硫化物能够保存下来, 成为控制沉积物磁学性质的主要因素^{[3, 9]}。在本研究中, 岩心的磁化率平均值为29.91 × 10^-8 m³ kg^-1, 且与烧失量呈负相关关系。因此, 鹤庆古湖中亚铁磁性矿物应该以外源带入为主, 有机质通过还原分解细颗粒的亚铁磁性矿物降低了沉积物的磁化率。综上所述, 鹤庆湖相岩心中, 湖泊内的还原成岩作用对磁化率的影响十分明显, 但并不是磁化率强弱变化的主控因素。

表  2  鹤庆湖相岩心中磁化率(MS)与碳酸盐, 中值粒径, < 4μm和> 32μm颗粒的相对含量之间相关系数随深度的变化情况

Table  2.  The correlation between Magnetic Susceptibility (MS) and Carbonate Content, LOI, Middle Grain, Contents of < 4μm m and > 32μm Grains in Heqing Core lacustrine sediments

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3.2   磁化率与粒度特征的关系

湖泊沉积物的粒度特征受多种因素影响, 物源区的岩性、地理环境, 以及河流水动力作用和湖水水位都可能是控制粒度分异的主导因素^{[17, 40~43]}。有图 2可知, 整套沉积序列中, 磁化率和粒度特征密切相关, 但是变化关系较为复杂, 为了更进一步分析二者的联系, 做了不同深度各粒度特征和磁化率的相关性分析(见表 2)。从表中可知, 在372.66~665.83 m岩心中, 二者的相关性较差, 磁化率与 < 4μm颗粒的相对含量弱的正相关, 与> 32μm颗粒的相对含量为弱的负相关。因此, 认为该阶段沉积物含有的亚铁磁性矿物赋存于细颗粒碎屑中的相对较多, 磁化率与陆源粘土级碎屑物的带入量有关^{[6, 9]}。372.66 m以上的岩心中, 磁化率和粒度特征随着岩性的变化表现为不同的相互关系, 在含砂(砾)质层, 中值粒径和磁化率表现为很好的正相关, < 4μm颗粒的相对含量则与磁化率显示弱的负相关; 在稳定的湖相粘土沉积中, 中值粒径和磁化率表现为负相关, < 4μm颗粒的相对含量则与磁化率表现为较好的正相关。由此可见, 在湖盆变化剧烈或湖水水位较低时, 沉积物中的亚铁磁性矿物主要来源于粗颗粒碎屑物的带入, 受水动力的搬运能力控制^[43]; 而湖泊较为稳定时, 沉积物中的亚铁磁性矿物主要来源于细颗粒碎屑物的带入量, 与侵蚀强度密切相关^[6]。在整套沉积序列, 磁化率与中值粒径为弱的正相关, 与 < 4μm颗粒的相对含量为正相关, 与> 32μm颗粒的相对含量为弱的负相关。因此认为在湖泊演化过程中, 沉积物磁化率的变化主要与 < 4μm颗粒碎屑物的带入量有关。

3.3   讨论

在湖泊研究中, 沉积物含有的磁性矿物主要来源于地表营力对外源碎屑物的分选和搬运^{[2, 3]}。鹤庆盆地流域内物源较为单一, 基岩主要以三叠纪灰岩和古近纪石灰质角砾岩为主^{[29, 38]}, 除底部的河床沉积外, 整个湖相沉积序列岩性变化较小。因此, 物源的变化不是引起湖内沉积物磁学性质变化的主要因素。去除碳酸盐没有改变磁化率的变化趋势和变化幅度, 碳酸盐的稀释作用不是引起磁化率变化的主要因素。有机质与磁化率较好的负相关表明还原成岩作用对岩心中磁学性质的影响十分显著, 但不是主控因素。通过比较磁化率和粒度特征的关系说明沉积物中的磁性矿物主要赋存于 < 4μm颗粒中, 磁学性质由 < 4μm颗粒中碎屑物的带入量决定^{[6, 9]}。 < 4μm颗粒的相对含量可以指示粘土粒级碎屑物的含量^[42]。Oldfield^[5]认为, 当水动力对流域内地表侵蚀较强时, 粘土粒级的碎屑物对湖泊沉积物磁学性质的贡献要远大于砂。因此, 本研究认为当湖盆稳定时, 鹤庆古湖中亚铁磁性矿物主要来源于水动力带入的粘土粒级碎屑物, 沉积物的磁化率由水动力对流域内侵蚀作用的强度决定。

对鹤庆古湖而言, 在间冰期时, 气候相对湿润, 降水量大, 地表径流搬运能力强, 更多的粗颗粒碎屑物进入湖中, 同时流域内植被发育, 土壤化作用较强, 水动力对地表的侵蚀强度较弱, 带入湖中的粘土粒级碎屑物较少, 细颗粒亚铁磁性矿物受有机质的分解较强烈^{[4, 25, 26]}, 沉积物的磁化率较低; 另一方面, 在冰期时, 气候相对干旱, 降水量小, 地表径流搬运能力弱, 粗颗粒的带入量减少, 同时流域内植被覆盖度低, 土壤化作用较弱, 水动力对地表的侵蚀强度大, 带入湖内的粘土粒级碎屑物增多, 湖内有机质的分解作用较弱, 沉积物中磁化率较高^{[3~6, 9]}。

依据整套沉积序列中磁化率、碳酸盐含量、烧失量和粒度的变化特征, 同时结合岩性特征, 将鹤庆盆地的古环境、古气候演化自下而上划分为3个阶段(图 2)。

A阶段(665.83~372.66 m):665.83~627.35 m的砾石堆积和627.25~585 m的粘土夹多层砂表明沉积物由河流相渐变为湖相, 湖泊水位逐渐升高。585 m向上岩性变为稳定的青灰色、灰绿色粘土、粉砂质泥, 湖泊趋于稳定, 磁化率较小, 烧失量和碳酸盐含量高。该阶段气候较为湿润, 流域内植被发育, 土壤化作用强, 地表侵蚀强度较低, 带入湖内的陆源碎屑物少, 同时湖水较深, 湖内生物发育, 还原成岩作用较强。

B阶段(372.66~195.45 m):372.66~332.96 m为含砾红褐色砂与粘土夹多层红砂, 中值粒径达到峰值, 表明碎屑物的带入量急剧增多, 可能指示了构造运动或强烈的气候变化事件。332.96~195.45 m为稳定的粘土沉积, 与A阶段相比磁化率较高, 变化幅度显著加强, 碳酸盐和烧失量的变化幅度也有所加强, < 4μm颗粒的相对含量略有增加, 表明该阶段气候变化幅度增强, 流域内植被演替较快, 地表侵蚀加剧, 湖泊水位波动增多。

C阶段(195.45~0 m):195.45~153.14 m为含砾红褐色砂与粘土夹多层红砂, 中值粒径的峰值较窄, 可能指示了强烈的气候转型事件。153.14~0 m为稳定的粘土沉积, 颜色较浅, 磁化率达到整个沉积序列的极大值, 各项指标的变化幅度均问整个序列中最强, < 4μm颗粒的相对含量显著增加。表明该阶段湖盆较为稳定, 但气候变化较为强烈, 流域内植被演替频繁, 地表侵蚀非常剧烈, 湖泊沉积物记录对环境变化的响应显著加强。18~0 m为湖泊结束的时期, 外源碎屑物的带入中断, < 4μm颗粒的相对含量达到峰值。

4.   结论

通过对比磁化率与碳酸盐含量、烧失量和粒度特征的相互关系, 分析各指标对环境变化的响应机制, 本文取得了以下两点认识:

1.鹤庆盆地湖相岩心的磁化率记录与碳酸盐含量、烧失量和粒度特征在阶段变化上具有较好的相关性, 是探讨盆地古环境演化历史较好的替代性指标;

2.沉积物的磁化率记录可以用于反映水动力对盆地周围地表的侵蚀状况, 与流域内植被覆盖和降水量密切相关。