2017, Vol.37
② 海洋地质过程与环境功能实验室, 青岛海洋科学与技术国家实验室, 青岛 266061)
第四纪以来全球气候寒冷且变化幅度增大，以冰期-间冰期交替出现为特征，高纬度地区的冰川运动导致侵蚀加剧，促进了全球范围内的侵蚀速率和海洋沉积物沉积速率的增长[1~5]。南阿拉斯加地区在地质过程中所表现出的特征可与喜马拉雅造山带相媲美，例如极高的侵蚀速率、山脉或冰川覆盖下的活动断层等[6~8]。高大的圣伊莱亚斯(St. Elias)海岸山脉南部直面阿拉斯加湾，冰川侵蚀产生的碎屑物质自源区剥落后直接被搬运至湾内，较短的“源-汇”过程避免了沉积盆地的干扰或长距离搬运导致的沉积物原始信息流失，在近岸及离岸地区迅速地堆积起记录构造和气候信息的巨厚沉积层[6, 8, 9]，因此，阿拉斯加湾是研究第四纪气候变化的理想研究区。
Berger等[10]学者认为，山脉隆升改变了区域降水模式和强度并以此影响了区域气候，同时，气候变化又可能改变侵蚀速率，使沉积物重新分配，甚至会进一步改变造山楔所受的压力，调整区域构造格局。Tomkin和Roe等[11, 12]通过分析模型验证了冰川侵蚀可以显著改变造山楔的侵蚀模式和侵蚀速率。1971年深海钻探计划18航次(DSDP Leg 18)于阿拉斯加湾开展科学考察，共获得了178~182共5个站位岩芯(图 1)，平均取芯率为40.2%，DSDP 18航次在构造与古生物方面获得的研究成果较多[13, 14]，气候与环境成果则相对较少，并且缺少氧同位素和古地磁等数据参考定年[15]。1992年ODP 145航次887站位于阿拉斯加湾内的巴顿-墨累海山群(Patton-Murray Seamount Group)东北边缘取样(图 1)。ODP 887站位获得了连续的高分辨率古地磁结果，然而由于缺乏对其载磁组分的认识，加之时间跨度较大，对于疑似极性亚时或极性漂移的反向样品没有充分验证[16, 17]，结果有待完善。
|
图 1 阿拉斯加湾位置图[8]及湾内钻孔分布[15, 16] Fig. 1 Location of Gulf of Alaska[8] and distributions of sites in the gulf[15, 16] |
构造抬升以及冰川侵蚀作用能产生极高的沉积物堆积速率[18, 19]，而针对阿拉斯加湾地区的研究甚少[8]。为了探索气候变化、地表形态改变过程及构造活动之间的关系，2013年5~7月，国际综合大洋钻探计划在南阿拉斯加地区展开341航次(IODP Exp.341)科学考察活动。IODP 341航次沿着位于深海的苏维尔扇(Surveyor Fan)和苏维尔峡谷(Surveyor Channel)，自深海向陆架共钻取了U1417~U1421共5个站位(图 1)，致力于研究造山系统、沉积物对于冰川侵蚀的响应[20]。本文研究的U1417站位于苏维尔扇最远端，是对DSDP 18航次178站位的延续，两者相距仅2km。本文旨在通过对离散样品进行岩石磁学和磁性地层学的研究，并结合船测古地磁数据，建立该站位可靠的年代地层框架，其磁性地层的研究有望提供阿拉斯加湾新的古地磁年代学框架，为日后进一步讨论气候变化提供可靠的年代约束。
1 区域概况阿拉斯加湾位于亚北极太平洋东北部，是一个半封闭的海盆，三面环山，南向开口[21]。南阿拉斯加大陆边缘的地层是由亚库塔特地体(Yakutat terrane)和科迪勒拉北部的几个前中生代-现代增生地体构成[22, 23]。IODP 341航次的5个站位位于湾内苏维尔扇的西北以及西南，苏维尔扇面积大约30×104km2，阿拉斯加湾内多次地球物理调查揭示，苏维尔扇可能是造山带遭到剥蚀后的综合产物[20]。在美洲境内，圣伊莱亚斯山脉是进入太平洋沉积物的最大源区，苏维尔扇西部2/3的沉积物源自这座世界上海拔最高的海岸山脉[17, 24, 25]。5Ma以来，圣伊莱亚斯山脉深受冰川作用影响，碎屑沉积物自源区剥蚀后经由陆架向深海运移，一部分沉积在位于深海的苏维尔扇，或者继续沿着苏维尔海底峡谷(Surveyor Channel)向西搬运，最终消失于阿留申海沟(Aleutian Trench)[8, 17, 26, 27](图 1)。
2 样品与方法 2.1 样品描述IODP 341 U1417站位(56.57°N，147.60°W)取自阿拉斯加湾苏维尔扇西南部水深4200m处，全长750.82m，平均采取率70.1%，站位在苏维尔海底峡谷西60km处，因此能够接收来自海底峡谷的物质[8]。U1417站位由U1417A、U1417B、U1417C、U1417D以及U1417E共5个钻孔组成，进尺长度分别为168.0m、358.8m、225.0m、470.0m和709.5m CSF-A(钻孔实际取得的岩芯长度)。
本文样品取自U1417综合岩芯。5根钻孔利用多种指标分析各钻孔地层的相关性，选取不同钻孔中取芯质量好的部分拼接成U1417综合岩芯，根据实际进尺长度进行压缩，报道的深度是压缩后的合成深度(单位m CCSF-B，下文出现的深度全部为合成深度)。U1417综合岩芯由U1417A~U1417D拼接而成，总长度为191.94m。根据341航次取样时观察和描述，整段岩芯以暗灰色泥质为主，岩性较均一。0~75m主要是生物软泥，可见少量孤石；75~160m生物软泥和孤石普遍存在；160.00~191.94m生物软泥由灰色过渡为灰绿色，伴有极薄的细砂、粉砂夹层[8]。
2.2 岩石磁学和古地磁测试用内径为2cm×2cm×2cm的无磁塑料方盒对柱状沉积物以约70cm的间隔进行古地磁取样，共获得323个离散样品，因样品名过长，测试时以数字重新编号，如图 2a中，样品深度为43.144m，3为实验时对名称为“U1417C 6H 5W110-112”样品的新编号，后文中均用编号指代样品。古地磁学和岩石磁学样品测试均在中国科学院地质与地球物理研究所古地磁与年代学实验室完成。
|
图 2 U1417代表性样品岩石磁学结果 其中，(a~d) 磁化率随温度的变化曲线，(e~h) IRM获得曲线，(i~l)经过70%顺磁性校正后的磁滞回线 Fig. 2 Rock magnetic results for representative samples from Site U1417. Including temperature-dependent curves of magnetic susceptibility(a~d), IRM acquisition curves(e~h), and hysteresis loops after 70% parameters slope correction(i~l) |
(1) 所有样品先在KLY-4s卡帕桥旋转磁力仪上进行体积磁化率(κ)及其各向异性(Anisotropy of Magnetic Susceptibility，简称AMS)的测量。
(2) 利用2G-760低温超导磁力仪(测量精度为1012Am2/kg)，在磁屏蔽空间( < 300 nT)内完成所有样品的古地磁学参数测量。依次完成天然剩磁(NRM)测试，以及10mT、15mT、20mT、25mT、30mT、40mT、50mT、60mT、70mT、80mT的交变退磁和剩磁测量。
(3) 利用捷克Agico公司生产的多功能MFK-FA卡帕桥和配套的CS-3温度控制系统，并在氩气环境下测量10个代表性样品的磁化率随温度变化曲线(κ-T)。
(4) 利用美国普林斯顿仪器公司生产的变梯度磁力仪(VSM，MicroMag 3900)测量了64个代表性样品的磁滞回线(Magnetic loop)、等温剩磁获得曲线(IRM)和反向场退磁曲线。测量所用饱和场为1T，步长为5mT，平均观测时间为300ms。经过70%的顺磁校正后可得到矫顽力(Bc)、饱和磁化强度(Ms)和饱和剩磁(Mrs)。其后对样品施加1T场，使其再次饱和，然后逐渐施加反向场至-1T，获得样品的剩磁矫顽力(Bcr)。
3 实验结果 3.1 磁性矿物组成和粒度磁化率随温度的变化曲线(κ-T)可以揭示样品中磁性矿物的居里温度和磁性矿物相转变[28, 29]。U1417站位代表性样品的磁化率均在580℃左右急剧下降并接近于零，磁化率的信号指示样品中磁性矿物主要为磁铁矿(图 2a~2d)。在加热过程中，从室温到300℃左右磁化率稍有下降，可能存在微量的磁赤铁矿转化成了赤铁矿[30, 31]，由于含量极少，在居里点处的信号被磁铁矿所掩盖(图 2a和2d)。室温到300℃左右磁化率稍有上升，表明加热时可能有细粒的亚铁磁性矿物解阻，造成磁化率升高[32](图 2b和2c)；磁化率300℃开始上升在500℃左右达到峰值，可能是由于热不稳定的含铁硅酸盐/粘土矿物高温下分解，转化成磁铁矿[33](图 2b~2d)。降温曲线位于升温曲线的上方，同样表示在加热过程中生成了新的磁性矿物(图 2a~2d)。500~600℃时部分升温曲线高于降温曲线，说明在加热过程中生成了解阻温度较低的磁性矿物(图 2b和2c)。降温曲线显示出两个组分，暗示磁性颗粒在粒径上存在变化。
等温剩磁获得曲线、磁滞参数及其比值等岩石磁学结果常用于确定磁性矿物的类型及磁畴状态[28, 29, 34]。IRM获得曲线在外场到达0.1T以前呈现快速上升趋势，在0.3T时样品已基本达到饱和状态(图 2e~2h)，表明样品中磁铁矿的矫顽力较低。代表性样品的磁滞回线均在0.3T之前闭合，也没有出现细腰形态(图 2i~2l)，同样揭示出样品内磁性矿物是由单一低矫顽力的磁铁矿主导。样品矫顽力(Bc)变化范围是7.061~20.970mT，剩磁矫顽力(Bcr)变化范围是28.84~41.11mT，饱和磁化强度(Ms)变化范围是0.015~0.215Am2/kg，饱和剩余磁化强度(Mrs)变化范围是0.001~0.030Am2/kg。单畴磁铁矿颗粒矫顽力和剩磁矫顽力理论值为10mT和33mT，多畴磁铁矿颗粒的矫顽力和剩磁矫顽力理论值为2mT和15mT，赤铁矿的矫顽力和剩磁矫顽力理论值为400mT和700mT[35]。从IRM获得曲线、磁滞回线及其参数结果可判断U1417站位样品中没有出现赤铁矿、胶黄铁矿等磁性矿物的明显特征[36]。磁滞参数的比值Bcr/Bc与Mrs/Ms常用来反映在Day氏图上[37, 38]，从样品在Day氏图的分布上可以看出磁性颗粒的粒径介于单畴(SD)和多畴(MD)之间的准单畴(PSD)范围内(图 3)，能够记录可靠的古地磁场信息。
总之，以上岩石磁学参数证明，U1417站位综合岩芯的样品是由假单畴磁铁矿作为主要载磁矿物，是记录古地磁场的良好载体。
3.2 磁化率各向异性(AMS)特征图 4a为沉积物磁化率椭球体3个主轴即最大轴(K1)、中间轴(K2)和最小轴(K3)的等面积投影。AMS测量结果显示有75%的样品磁化率椭球体最小轴倾角(Inck3)大于70°，平均值73.7°，有15%的样品Inck3 < 60°，仅8%的样品Inck3 < 50°，磁化率椭球体最小轴倾角小于50°的样品因扰动或者受到较强烈的底流动力影响，其古地磁结果可视为可信度低。在磁面理-线理(F-L)相关图中，大部分样品的磁线理(L=K1/K2)明显小于其对应的磁面理(F=K2/K3)(图 4b)。上述椭球体的3个主轴分布表明绝大多数样品沉积颗粒形状以扁圆型为主，形成于正常沉积、压实作用，没有受到明显的沉积后扰动。
|
图 4 U1417站位样品磁化率各向异性 橙色标识出的特殊位置样品，均取自极性转换界线处或极性亚时内(a)磁化率椭球体最大轴/中间轴/最小轴的立体投影图；(b)磁面理和磁线理关系图 Fig. 4 Anisotropy of magnetic susceptibility (AMS) data of samples from Site U1417. Some peculiar samples in orange are collected from polarity reversal boundaries or subchron zones. (a) AMS ellipsoid stereographic projection of K1/K2/K3, (b) Magnetic foliation versus magnetic lineation |
样品交变退磁结果显示，有301个(93%)样品在80mT的交变退磁场下可以有效清除90%的剩磁，特征剩磁(ChRM)通常可以在交变退磁场10~20mT时分离出来；正交投影图中，交变退磁场达到20mT后剩磁方向基本稳定的趋于原点，剩磁强度随着交变退磁场强度的增大而逐步减小(图 5)。特征剩磁的倾角(Inclination，简写作Inc)方向采用Kirschvink[39]主向量分析法得到，统计结果至少采用4个连续数据点，同时，特征剩磁方向清晰、逐渐趋向于原点，且最大角偏差(MAD)小于15°方可被采用(图 5和图 6c)。对于极性转换期及其附近的样品，其挑选标准更为严格：排除明显的扰动后，MAD < 10°的数据才可用于分析。样品的中值退磁场分布于10~30mT之间，仅有7%样品中值退磁场为40mT。与本研究3.1节的岩石磁学结果一致，同样可表明低矫顽力的磁铁矿是样品的主要载磁组分。
|
图 5 U1417站位代表性样品正交投影图(左)及退磁曲线图(右) 实心点为水平面投影，空心点为垂直面投影；(a)~ (b)布容期内样品，(c)~ (h)松山期内样品 Fig. 5 Orthogonal vector plots (left) and remanence decay curves (right) for representative samples from Site U1417. Solid (open) circles represent projections onto the horizontal (vertical) plane. (a)~ (b) are sampled from Brunhes epoch, while (c)~ (h) are sampled from Matuyama epoch |
|
图 6 U1417站位离散样品与船测样品特征剩磁倾角结果[8]对比 Fig. 6 Comparison between discrete and shipboard characteristic remanent magnetization (ChRM) inclination results[8] for Site U1417 |
由于岩芯是非定向取样，所以仅用特征剩磁倾角构建其极性序列。对于极性亚时、极性漂移的判定，通常要连续3个以上的反极性样品，并结合岩芯的沉积速率、取样间距以及事件最短的持续时间综合分析。基于上述标准，U1417综合岩芯特征剩磁倾角结果中可以初步识别出两个大的极性段，分别0~115.73m正极性时和115.73~191.94m的反极性时，在反极性时内包括3个可能的正极性亚时，分别是位于133.28~139.91m、158.41~162.73m和182.67~191.94m CCSF-B处的3段，依次将其命名为Rn1~Rn3(图 6a和6b)。值得注意的是，在磁倾角由负向转为正向时即图 6b中M/B2处，是否代表了真实的极性反转，将在后文4.1中详细说明。
4 讨论IODP 341航次的船测古地磁结果以20mT为最高退磁场，2.5cm为测量间距(图 6d~6g)。IODP 341航次初步报告中的结果是对多根原始钻孔半芯中反向事件深度的叠加，用于取样时粗略指示年代[8]，因此无法达到精确定年的目的。由于U1417综合岩芯取样间距较大，可能导致信息连续性较弱，故将二者结合对样品进行全面分析，获得更精确的U1417站位磁性地层框架。
4.1 U1417站位Matuyama/Brunhes界线的界定交变退磁后的U1417综合岩芯特征剩磁倾角结果显示，在115.73m即M/B2处(编号192，样品名U1417D 14H 5W 100-102)记录了一次大的磁极性倒转(图 6b)：此深度以下负向为主，该深度以上几乎全为正向。这个观测结果指示了M/B界线的可能位置，使该结论不确定的原因是，在这个界线之上存在倾角变浅段(M/B1~M/B2)和其上110.46m处的一个负向倾角样品M/B1(编号97，样品名U1417A 14H 6W 40-42)，这一深度与IODP 341航次初步报告中认定的M/B界线深度接近[8]，所以M/B2和M/B1究竟哪里是真实的M/B界线呢？
此处引用U1417A、U1417B、U1417C和U1417D共4根钻孔最高退磁场为20mT的船测古地磁结果[8]来界定M/B界线的深度(图 6d~6g)。图 5中当交变退磁场为20mT时，特征剩磁的方向已基本趋于稳定，因此船测古地磁结果能较为真实的反映古地磁场记录。U1417A孔和U1417B孔均是在M/B1附近由负向倾角转换成正向倾角；U1417C孔在103~114m处缺失样品，现存的点位于正向倾角范围；U1417D孔在118.40m仍为确定的负向倾角，112.69~116.40m之间，样品的磁倾角由正向转为负向又变回正向。U1417综合岩芯M/B1~M/B2段内有8个连续的离散样品取自U1417D孔，因此磁倾角变化的形态与U1417D孔类似。
船测古地磁结果无法解释M/B1~M/B2这段长达5m的岩芯为什么是正负过渡状态的磁倾角，并与U1417A和U1417B孔有不同的记录。U1417综合岩芯离散样品磁化率各向异性(AMS)结果显示，位于110.46m处唯一一个负向倾角样品97号(即M/B1)取自U1417A孔，其Inck3为84°，磁面理高于磁线理，样品应为正常沉积状态；位于113.51m处的265号样品(样品名U1417D 14H 4W 43-45) Inck3为25°，磁线理高于磁面理，可能在沉积过程中就受到了外界扰动(图 7a和7b)。除265号外，剩余9个样品Inck3平均值59.7°，与U1417全部样品Inck3平均值相差13.8°，图 7a中，M/B1~M/B2段内样品的Inck3较其他极性事件样品更加离散，说明磁组构整体偏离正常垂直方向。除97号样品以外的样品，全部取自U1417D孔第14回次，样品的最大轴偏角(Deck1)投影大多数分布在NNE方向，这种分布状态可能与人为扰动有关[40]。假设扰动导致样品Inck3偏离垂直方向，对于磁倾角较浅的样品，Inck3大幅度歪斜可能改变倾角的正负状态。通过分析特征剩磁倾角与AMS最小轴倾角的关系可以发现，特征剩磁倾角较浅的样品通常伴有低Inck3值，说明扰动是造成倾角不稳定的重要原因之一；扰动越强烈，磁倾角的角度越浅，在图上呈现出从左下角和右下角向中上部聚集的趋势(图 7c)。M/B1~M/B2段样品的古地磁倾角从上而下依次是-71.3°、58.5°、37.9°、28.7°、6.4°、28.6°、14.3°、83.2°以及60.7°，该段样品MAD最大值为5°(图 6c)，主向量分析时的误差不会对角度较浅样品的正负极性产生影响。由此分析，该段所观测到的实验结果极可能源自扰动。
|
图 7 特殊位置样品的磁化率各向异性 (a)磁化率椭球体最大轴和最小轴投影；(b)磁面理、磁线理对比图；(c)特征剩磁倾角与最小轴倾角关系图 Fig. 7 Anisotropy of magnetic susceptibility (AMS) data of samples from particular depths. (a) AMS ellipsoid stereographic projection of K1/K3, (b) Magnetic foliation versus magnetic lineation, (c) Relationship between inclinations of characteristic remanent magnetization(ChRM) and minimum axis of susceptibility(K3) |
朱日祥等[41]和强小科等[42]研究发现真实的M/B极性转换过程可能由3次快速倒转和一次不成功的倒转组成，并具有震荡变化特征。此形态与实验结果类似，但由于样品取样间距大，缺少平行样品进行验证，无法确定U1417D钻孔样品记录是否真实代表地磁场极性转换期间的形态。通过与图 6中船测古地磁结果对比[8]，U1417A和U1417B钻孔的连续样品都明显不具有转换期间震荡形态，这两根钻孔的倾角结果相似度大，均在M/B1处开始转为正向，与97号样品有良好对应关系。在M/B2处，U1417A与U1417B孔均为负向倾角，U1417C孔有2m的连续数据呈现负向倾角，U1417D孔经过上述实验结果的分析，其可信度较低。综上所述，U1417综合岩芯的M/B界线(0.78Ma)确定在M/ B1处，即110.47m，结果与IODP 341航次初步报告[8]具有一致性。
4.2 松山期内的极性亚时、极性事件交变退磁后的U1417综合岩芯特征倾角结果显示，松山负极性时在钻孔中的记录长为81.48m，在110.47~191.94m(CCSF-B)之间，其中又包含了3处正极性段Rn1~Rn3(图 6b)。根据上述确定的M/B界线，推算U1417综合岩芯在布容期内的平均沉积速率为14.16cm/ka，由此速率线性外推，U1417综合岩芯的底界年龄大致是1.36Ma。根据现有的磁性地层研究成果，在0.78~1.36Ma之间未发现3个连续的、持续时间的较长极性亚时或极性漂移[16, 43~46]，因此推测岩芯下部沉积速率明显小于上部，或反向样品并非真实极性事件的记录。分析样品后，结合古地磁极性年表[47]，Rn1~Rn3应分别对应于Jaramillo、Cobb Mountain以及Olduvai。
4.2.1 Jaramillo极性亚时位于133.28~139.91m的Rn1共有12个样品，全部为正向倾角，AMS结果表明3个样品的Inck3 < 60°，其中两个样品的磁线理>磁面理，可靠性较低(分别为174号样品U1417C 16H 4W 107-109和244号样品U1417D 16H 6W 100-102)，剩余9个样品平均Inck3=80.4°，在F-L图中样品点均落在直线右下方，反映出样品从开始沉积直至取样，没有经过生物扰动和人为扰动，所获得的数据真实性较强(图 7a和7b)。
Rn1的样品特征剩磁方向清晰、指向原点，随着退磁场的逐步增强，样品强度逐步降低，图 5e展示的是其中一个样品，该段整体的MAD值低且稳定(图 6c)。U1417A~U1417D钻孔的船测古地磁结果均在Rn1深度处转变为正极性，形态与U1417综合岩芯一致。以上结果均能证明Rn1段的负极性的真实性。
IODP 341航次初步报告的古生物部分指出，在U1417C钻孔第15回次127.37m处发现末现面(last occurrence，简称LO)年龄为1.1±0.1Ma的硅藻Actinocylus oculatus[8]。因此Rn1应对应于0.99~1.07Ma的Jaramillo极性亚时[47](图 8a~8c)。由此计算，M/B1至Jaramillo极性亚时上界面(110.47~139.91m)这段岩芯的沉积速率约为10.16cm/ka。
|
图 8 IODP U1417站位与ODP 887站位磁性地层框架[16, 48, 49]对比 Fig. 8 Magnetostratigraphic frames comparison between Site U1417 and ODP Site 887[16, 48, 49] |
IODP 341航次初步报告中将Cobb Mountain定于约151m处[8]，与之深度较为对应的是U1417综合岩芯的146.93m处166号(样品名U1417C 17H 4W 40-42)正倾角样品，与166号相邻的两个负倾角样品167和165，深度分别为146.24m和147.54m(样品名为U1417C 17H 3W 110-112和U1417C 17H 4W 110-112)，二者间距1.30m(图 6b)。若正向样品166记录的是Cobb Mountain极性事件，167和165又不在该极性事件内，则Cobb Mountain的沉积厚度应不大于1.30m。Jaramillo极性亚时上界面至假定的Cobb Mountain事件结束(即139.91~146.24m)，对应沉积物的沉积速率为2.85cm/ka，按此推算，1.30m样品的时间跨度约0.05Ma，是已知Cobb Mountain持续时间[47]的两倍多，显然假设不成立。船测古地磁结果[8]在约146m处，4根钻孔均出现连续正向记录，本文研究的U1417综合岩芯仅对应一个样品，因此对于此深度是否记录了极性事件暂且存疑。IODP 341航次初步报告中根据U1417C钻孔结果，将151.83~153.05m处的正向样品认定为Cobb Mountain[8]，这一深度对应的离散样品均来自U1417D钻孔且倾角为负，分析其原因，可能由于U1417D孔岩芯质量优于U1417C钻孔，所以在此深度选择了U1417D钻孔拼接成U1417综合岩芯，因此，来自U1417D钻孔的离散样品结果更可信，这一段应为负向倾角。
在本文实验样品中，位于158.41~162.73m的Rn2是连续7个正向样品(图 6b)。取自160m处的两个样品Inck3角度较浅，剩余5个样品Inck3平均值为75.8°，F-L图显示样品呈扁圆状，表明样品经历了正常沉积过程(图 7a和7b)。Rn2中代表性样品正交投影图中，特征剩磁方向指向原点，退磁曲线显示其磁性较软，10mT交变场能消除70%的剩磁(图 5f)。主向量分析后的倾角结果显示，Rn2的样品倾角不稳定，最大角偏差也在区域内有所增大(图 6b和6c)。Rn2的U1417综合岩芯样品取自U1417B和U1417C孔，对比U1417A~U1417D孔的船测古地磁结果[8]，在Rn2区域内，U1417A孔呈现负极性，U1417B孔及U1417C孔呈现正极性，U1417D孔缺失大量数据，但残存数据为正极性[8]，可以判断Rn2为真实的地磁场反向事件的记录(图 6d~6g)。
根据M/B1至Jaramillo极性亚时上界面(110.47~139.91m)的沉积速线性外推，Rn2所在深度的年龄上下界线大致为1.25~1.29Ma。在U1417D钻孔的154.47~154.41m处，出现末现面年龄为1.3±0.1Ma的放射虫Eucyrtidium matuyamai[8]。可以确定Rn2是发生于1.22~1.24Ma的Cobb Mountain极性事件[47](图 8a~8c)。
4.2.3 Olduvai极性亚时位于U1417综合岩芯182.67~191.94m处的Rn3，离散样品并未揭示出极性段的下界，在此结合船测古地磁结果[8]进行分析和讨论(图 6d~6g)。
Rn3的AMS结果显示，16个样品中，除1个样品Inck3 < 50°，剩余15个样品Inck3平均值为68.9°，样品呈扁平形态，质量良好(图 7a和7b)。代表性样品的正交投影图与MAD均说明Rn3正向倾角样品的真实性(图 5h和图 6c)。离散样品取自U1417B、U1417C两孔，图 6e~6g中U1417B、U1417C与U1417D钻孔均存在对Rn3的记录，但钻孔下部连续性差。U1417C孔自200m开始进入Rn3；U1417B和U1417D钻孔显示Rn3开始于205m，厚度约16m，在松山期内能够沉积如此厚度的反向事件应是发生于1.77~1.95Ma的Olduvai极性亚时[47]。U1417B钻孔181.72m处发现末现面年龄为1.8±0.1Ma的硅藻Proboscia curvirostris[8]，证明了先前的判断。通过计算U1417综合岩芯离散样品与船测古地磁结果[8]对于这一事件记录的厚度比例，判断U1417站位综合岩芯的底界年龄约为1.9Ma。
4.3 地层对比与沉积速率变化的分析根据上述讨论结果，建立了U1417站位的磁性地层框架(图 8b)。U1417站位西南方约25km的ODP 887站位的15mT交变退磁场下的船测古地磁数据、古生物年龄框架资料显示(图 8d~8f)，ODP 887站位的M/B界线位于42.80m处，而42.80~79.90m处出现的3次极性反转，结合古生物数据提供的年龄指示，自上而下依次鉴定为Jaramillo极性亚时、Cobb Mountain极性事件以及Olduvai极性亚时[16, 48, 49]。
6Ma以来，圣伊莱亚斯山脉造山带处的板块聚合已趋于稳定状态，可以排除剧烈地构造活动及其引发的侵蚀作用对沉积物累加产生的影响[20, 50]，因此气候-环境等外部条件变化的记录得以稳定地保存在湾内，为阿拉斯加湾内沉积地层连续性提供了保障[8]。对ODP 887站位的深海-半深海沉积物的物源分析表明，除少量沉积物来源于亚洲大陆的风尘沉积物外，绝大多数是由南阿拉斯加地区的冰川或河流搬运而来[17, 48]。ODP 887站位与IODP U1417站位相距仅25km，M/B界线却分别出现在42.80m和110.47m，究其原因，是距物源远近造成沉积物厚度的空间差异所产生的。沉积物沿苏维尔扇搬运经过苏维尔峡谷，一部分沉积在U1417站位所在位置，剩余物质继续向西部或西南方搬运，沉积在ODP 887所处站位或更远的地方。同时，IODP 341航次初步报告中地震反射剖面和古地磁初步结果也表明[8, 20, 51]，陆坡处的U1418站位M/B界线位于约650m，陆架处的U1420站位约1020m的样品全部为正极性，年龄 < 0.78Ma，U1421站位上部694m年龄 < 0.3Ma。研究区域内的沉积层厚度呈现出从离岸逐渐向近岸急剧增厚的趋势，由于靠近物源区，U1417站位沉积速率明显高于ODP 887站位，因此长岩芯记录的信息更为详细。
如图 9深度-年龄模式所示，年龄控制点选取M/B界线以及极性亚时、极性事件的中点(Olduvai极性亚时的记录不完整，因此选用下界面作为年龄控制点)以此得出平均沉积速率：U1417站位的沉积速率可分为两段，0~1.24Ma(0~162.73m)平均沉积速率大于10cm/ka的高速段和1.24~1.9Ma(162.73~191.94m)平均沉积速率为4.08cm/ka的低速段，与ODP 887站位的沉积速率[48, 49]差异较大，但二者整体趋势一致：以大约1.2Ma为界线(深度大致对应Cobb Mountain极性事件)，1.2Ma前的沉积速率较低，1.2Ma以来沉积速率显著增加。两个站位的相似结果反映出整个阿拉斯加湾深海-半深海地区地层层序演化在1.9Ma以来的一致性，同时也说明1.2Ma左右发生的沉积速率突变，非某一岩芯的异常沉积，更可能指示了整个研究区域的气候变化。
|
图 9 U1417站位深度-年龄模式图与ODP 887站位年代学结果对比 (a)U1417站位极性柱；(b)地磁极性年表[47]；(c) ODP 887站位极性柱[16, 48, 49] Fig. 9 Age-depth relationship for IODP Site U1417 versus ODP Site 887. (a) Variations of polarity for Site U1417;(b) Geomagnetic polarity time scale(GPTS)[47]; (c) Variations of polarity for ODP Site 887[16, 48, 49] |
Gulick等[20]对U1417站位地震反射剖面等厚线进行了沉积速率模拟以及蒙特卡洛模拟，结果显示更新世以来，受全球冰期-间冰期旋回影响，在2.8~5.2Ma期间，U1417站位沉积速率为3~7cm/ka，2.0~2.4Ma期间是上新世-更新世转换期，随着北半球冰川作用的扩张，沉积速率快速上升至极大值12±2cm/ka。1.2~1.6Ma时沉积速率降至6cm/ka，可能指示了区域性的冰川侵蚀减弱[20, 51, 52]。1.2Ma开始，沉积速率又急剧上升，至0.8Ma时已达到14cm/ka，这段时间恰逢中更新世气候转型(MPT)[53]，随着周期的转变，持续的冰川作用更加促进了沉积物侵蚀[50, 54~56]，此后沉积速率一直处于较为稳定，约10cm/ka。对于沉积相的描述也符合这一变化特征，以大约160m作为分界线，160m以上，沉积物中夹杂砾石明显增多[8]，暗示了冰川作用的增强，不仅加剧了源区的侵蚀，冰川还以其巨大的携带能力夹杂着粗颗粒的物质，使其通过苏维尔峡谷将更多沉积物向深海运移[17, 24]，在不远处的U1417站位上保存了相应的记录。数值模拟的结果与U1417站位的年代学框架有良好的对应关系，在1.2~1.9Ma研究区域的冰川侵蚀作用减弱，表现为U1417站位的低沉积速率段；1.2Ma以来全球冰量出现响应MPT的初期征兆[57, 58]，大量的冰川侵蚀导致沉积速率持续增加，同时也能解释历时20ka的Cobb Mountain极性事件为何在极性柱中显示出如此异常的厚度；大约至0.8Ma(接近M/B极性转换期)中更新世气候转型基本完成，U1417站位的沉积速率达到了顶峰。综合来看，U1417站位优越的地理位置为其提供了连续且丰富的沉积记录，使之能够揭示出近1.9Ma以来气候的变化情况，并且阐明沉积速率随全球冰量变化而变化的趋势。
5 结论本文通过对U1417综合钻孔沉积物开展系统的岩石磁学和古地磁学分析，建立了1.9Ma以来阿拉斯加湾的磁性地层框架，并得到了以下结论：
(1) 磁化率各向异性(AMS)结果表明，大部分样品所对应的沉积层处于正常沉积状态，未受到后期强烈的扰动；磁化率随温度变化曲线(κ-T)、等温剩磁(IRM)、磁滞回线(Magnetic loop)实验结果表明，U1417综合岩芯的代表样品中主要载磁矿物为磁铁矿且矫顽力较低。由磁滞参数所得出的Day氏图结果表明，样品的磁畴状态为准单畴(PSD)，可以作为良好的古地磁场信息的记录载体。
(2) U1417综合岩芯交变退磁结果良好，通常在10~20mT的交变退磁场下即可分离出清晰的特征剩磁。U1417综合岩芯特征剩磁倾角显现出4个正向段和3个负向段。结合IODP 341航次初步报告的船测古地磁和古生物数据，将钻孔的M/B界线(0.78Ma)确定在110.47m。钻孔下部的3个正极性段Rn1(133.28~139.91m)、Rn2(158.41~162.73m)和Rn3(182.67~191.94m)，分别对应于Jaramillo极性亚时、Cobb Mountain极性事件和Olduvai极性亚时，发现了U1417综合岩芯样品M/B界线处由于扰动产生的错误信号，修改了IODP 341航次初步报告中对于Cobb Mountain极性事件的记录，并推出U1417综合岩芯的底界年龄为约1.9Ma。
(3) U1417综合岩芯的沉积速率大致可分为高速段(0~1.2Ma，0~162.73m)和低速段(1.2~1.9Ma，162.73~191.94m)，平均沉积速率分别为10cm/ka和4.08cm/ka，于下部约160m处(约1.2Ma，大致对应Cobb Mountain极性事件)显现剧烈变化。通过IODP 341航次U1417站位和ODP 887站位的磁性地层结果对比，发现沉积速率的变化特征具有一致性，证明了由U1417综合岩芯所代表的U1417站位的磁性地层结果可以反映研究区域的整体变化特征。结合地震反射剖面以及数据模拟的成果，推测这一沉积速率的突变与中更新世气候转型(MPT)有关，是由于全球冰量变化导致侵蚀速率改变，从而影响了沉积速率的变化。
致谢 衷心感谢中国IODP办公室的资助以及IODP 341航次全体科学家的辛勤工作，方能获得如此宝贵的样品。感谢中国科学院地质与地球物理研究所古地磁实验室的周灿芬老师、段宗奇博士、盖聪聪博士以及张强博士在实验上给予的极大的帮助，同时也感谢杨美芳编辑以及审稿人提出了大量宝贵的意见；感谢国家海洋局第一海洋研究所诸多老师和师兄对于文章的建议与修改。
| 1 |
Pedersen V K, Egholm D L. Glaciations in response to climate variations preconditioned by evolving topography. Nature, 2013, 493(7431): 206-210. DOI:10.1038/nature11786 |
| 2 |
Willett S D. Late Neogene erosion of the Alps:A climate driver?. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 2010, 38(38): 411-437. |
| 3 |
张强, 韩永翔, 宋连春. 全球气候变化及其影响因素研究进展综述. 地球科学进展, 2005, 20(9): 990-998. Zhang Qiang, Han Yongxiang, Song Lianchun. The summarize of development of global climate change and its effect factors. Advances in Earth Science, 2005, 20(9): 990-998. |
| 4 |
Zachos J, Pagani M, Sloan L et al. Trends, rhythms, and aberrations in global climate 65Ma to present. Science, 2001, 292(5517): 686-693. DOI:10.1126/science.1059412 |
| 5 |
安芷生, 符淙斌. 全球变化科学的进展. 地球科学进展, 2001, 16(5): 671-680. An Zhisheng, Fu Congbin. The progress in global change sciences. Advance in Earth Sciences, 2001, 16(5): 671-680. |
| 6 |
Enkelmann E, Zeitler P K, Pavlis T L et al. Intense localized rock uplift and erosion in the St. Elias orogen of Alaska. Nature Geoscience, 2009, 2(5): 360-363. DOI:10.1038/ngeo502 |
| 7 |
Godard V, Bourles D L, Spinabella F et al. Dominance of tectonics over climate in Himalayan denudation. Geology, 2014, 42(3): 243-246. DOI:10.1130/G35342.1 |
| 8 |
Jaeger J M, Asahi H, Gulick S P S et al. Integrated Ocean Drilling Program Expedition 341 Preliminary Report:Southern Alaska Margin——Interactions of tectonics, climate, and sedimentation. Texas:Integrated Ocean Drilling Program U. S. Implementing Organization, 2013. 2~191
|
| 9 |
林畅松, 夏庆龙, 施和生等. 地貌演化、源-汇过程与盆地分析. 地学前缘, 2015, 22(1): 9-20. Lin Changsong, Xia Qinglong, Shi Hesheng et al. Geomorphological evolution, source to sink system and basin analysis. Earth Science Frontiers, 2015, 22(1): 9-20. |
| 10 |
Berger A L, Gulick S P S, Spotila J A et al. Quaternary tectonic response to intensified glacial erosion in an orogenic wedge. Nature Geoscience, 2008, 1(11): 793-799. DOI:10.1038/ngeo334 |
| 11 |
Tomkin J H, Roe G H. Climate and tectonic controls on glaciated critical-taper orogens. Earth and Planetary Science Letters, 2007, 262(3): 385-397. |
| 12 |
Roe G H, Stolar D B, Willett S D. Response of a steady-state critical wedge orogen to changes in climate and tectonic forcing. Special Paper of the Geological Society of America, 2006, 398(1): 227-239. |
| 13 |
Ingle J C. Neogene Foraminifera from the Northeastern Pacific Ocean, Leg 18, Deep Sea Drilling Project. Initial Reports of the Deep Sea Drilling Project, 1973, 18: 517-567. |
| 14 |
Wise S W. Calcareous nannofossils from cores recovered during Leg 18, Deep Sea Drilling Project:Biostratigraphy and observations of diagenesis. Initial Reports of the Deep Sea Drilling Project, 1973, 18: 569-615. |
| 15 |
Kulm L D, Huene R V, Duncan J R et al. Initial Reports of the Deep Sea Drilling Project, Volume 18. Washington:U. S. Government Printing Office, 1973. 278~615
|
| 16 |
Weeks R J, Roberts A P, Verosub K L et al. Magnetostratigraphy of upper Cenozoic sediments from Leg 145, North Pacific Ocean. Proceedings of the Ocean Drilling Program Scientific Results, 1995, 145: 491-521. |
| 17 |
Rea D K, Snoeckx H. Sediment fluxes in the Gulf of Alaska:Paleoceanographic record from Site 887 on the Patton-Murray Seamount Platform. Proceedings of the Ocean Drilling Program Scientific Results, 1995, 145: 256-274. |
| 18 |
张威, 毕伟力, 刘蓓蓓等. 基于年代学约束的白马雪山晚第四纪冰川作用. 第四纪研究, 2015, 35(1): 29-37. Zhang Wei, Bi Weili, Liu Beibei et al. Geochronology constrainted on Late Quaternary glaciation of Baimaxue Shan. Quaternary Sciences, 2015, 35(1): 29-37. |
| 19 |
Eidvin T, Jansen E, Riis F. Chronology of Tertiary fan deposits off the western Barents Sea:Implications for the uplift and erosion history of the Barents Shelf. Marine Geology, 1993, 112(1-4): 109-131. DOI:10.1016/0025-3227(93)90164-Q |
| 20 |
Gulick S P S, Jaeger J M, Mix A C et al. Mid-Pleistocene climate transition drives net mass loss from rapidly uplifting St. Elias Mountains, Alaska. Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America, 2015, 112(49): 15042-15047. DOI:10.1073/pnas.1512549112 |
| 21 |
Stabeno P J, Bond N A, Hermann A J et al. Meteorology and oceanography of the northern Gulf of Alaska. Continental Shelf Research, 2004, 24(7-8): 859-897. DOI:10.1016/j.csr.2004.02.007 |
| 22 |
Plafker G, Berg H C. The geology of Alaska. American Naturalist, 1994, 3(12): 668-668. |
| 23 |
Plafker G. Regional geology and petroleum potential of the northern Gulf of Alaska continental margin. Value in Health, 1987, 18(3): 2627-2633. |
| 24 |
Reece R S, Gulick S P S, Horton B K et al. Tectonic and climatic influence on the evolution of the Surveyor Fan and Channel system, Gulf of Alaska. Geosphere, 2011, 7(4): 830-844. DOI:10.1130/GES00654.1 |
| 25 |
Enkelmann E, Zeitler P K, Pavlis T L et al. Intense localized rock uplift and erosion in the St. Elias orogen of Alaska. Nature Geoscience, 2009, 2(5): 360-363. DOI:10.1038/ngeo502 |
| 26 |
Meigs A J, Spotila J A, Buscher J T et al. Long-term glacial erosion of active mountain belts:Example of the Chugach-St. Elias Range, Alaska. Geology, 2004, 32(6): 501-504. DOI:10.1130/G20343.1 |
| 27 |
杨刚, 杜德文, 吕海龙. 数字海底地形分割算法. 海洋科学进展, 2004, 22(2): 204-209. Yang Gang, Du Dewen, Lü Hailong. Segmentation algorithm for digital sea-floor terrain. Advances in Marine Science, 2004, 22(2): 204-209. |
| 28 |
Roberts A P, Cui Y, Verosub K L. Wasp-waisted hysteresis loops:Mineral magnetic characteristics and discrimination of components in mixed magnetic systems. Journal of Geophysical Research:Atmospheres, 1995, 100(B9): 17909-17924. DOI:10.1029/95JB00672 |
| 29 |
敖红, 邓成龙. 磁性矿物的磁学鉴别方法回顾. 地球物理学进展, 2007, 22(2): 432-442. Ao Hong, Deng Chenglong. Review in the identification of magnetic minerals. Progress in Geophysics, 2007, 22(2): 432-442. |
| 30 |
刘秀铭, John S, 蒋建中等. 磁赤铁矿的几种类型与特点分析. 中国科学:地球科学, 2010, 40(5): 592-602. Liu Xiuming, John S, Jiang Jianzhong et al. Analysis on variety and characteristics of maghemite. Science China:Earth Sciences, 2010, 40(5): 592-602. |
| 31 |
胡鹏翔, 刘青松. 磁性矿物在成土过程中的生成转化机制及其气候意义. 第四纪研究, 2014, 34(3): 458-473. Hu Pengxiang, Liu Qingsong. The production and transformation of magnetic minerals during pedogenesis and its paleoclimate significance. Quaternary Sciences, 2014, 34(3): 458-473. |
| 32 |
Zhang Y, Guo Z T, Deng C L et al. The use of fire at Zhoukoudian:Evidence from magnetic susceptibility and color measurements. Science Bulletin, 2014, 59(10): 1013-1020. DOI:10.1007/s11434-013-0111-7 |
| 33 |
Florindo F, Zhu R X, Guo B et al. Magnetic proxy climate results from the Duanjiapo loess section, southernmost extremity of the Chinese Loess Plateau. Journal of Geophysical Research:Solid Earth, 1999, 104(B1): 645-659. DOI:10.1029/1998JB900001 |
| 34 |
侯顺民, 刘秀铭, 吕镔等. 土耳其Nallihan黄土-古土壤岩石磁学特征及其环境意义. 第四纪研究, 2015, 35(4): 1006-1019. Hou Shunmin, Liu Xiuming, Lü Bin et al. Rock magnetic properties of loess in Nallihan, Turkey and its enviromental significances. Quaternary Sciences, 2015, 35(4): 1006-1019. |
| 35 |
葛淑兰, 刘建兴, 石学法等. 日本海南部48ka以来的环境磁学记录及其反映的千年尺度环境变化. 第四纪研究, 2012, 32(4): 641-654. Ge Shulan, Liu Jianxing, Shi Xuefa et al. Millennial environmental and post depositional changes of the last 48ka recorded by environmental magnetic parameters in southern Japan Sea. Quaternary Sciences, 2012, 32(4): 641-654. |
| 36 |
Liu J X, Shi X F, Liu Q S et al. Magnetostratigraphy of a greigite-bearing core from the South Yellow Sea:Implications for remagnetization and sedimentation. Journal of Geophysical Research, 2014, 119(10): 7425-7441. |
| 37 |
Dunlop D J. Theory and application of the Day plot(Mrs/Ms versus Hcr/Hc)1. Theoretical curves and tests using titanomagnetite data. Journal of Geophysical Research:Solid Earth, 2002, 107 (B3):EPM 4-1~EPM 4-22
|
| 38 |
Dunlop D J. Theory and application of the Day plot(Mrs/Ms versus Hcr/Hc)2. Application to data for rocks, sediments, and soils. Journal of Geophysical Research:Solid Earth, 2002, 107 (B3):EPM 5-1~EPM 5-15
|
| 39 |
Kirschvink J L. The least-squares line and plane and the analysis of palaeomagnetic data. Geophysical Journal International, 1980, 62(3): 699-718. DOI:10.1111/gji.1980.62.issue-3 |
| 40 |
Ge S L, Shi X F, Liu Y G et al. Turbidite and bottom-current evolution revealed by anisotropy of magnetic susceptibility of redox sediments in the Ulleung Basin, Sea of Japan. Chinese Science Bulletin, 2012, 57(6): 660-672. DOI:10.1007/s11434-011-4812-5 |
| 41 |
朱日祥, 丁仲礼, 杜小刚等. 极性转换期间地球磁场形态学研究. 地球物理学报, 1993, 36(3): 347-359. Zhu Rixiang, Ding Zhongli, Du Xiaogang et al. Morphology of the Earth's magnetic fields during the transition. Chinese Journal of Geophysics, 1993, 36(3): 347-359. |
| 42 |
强小科, 徐新文, 陈艇等. 黄土高原黄土序列松山-布容地磁极性倒转界线空间分布特征与影响因素探讨. 第四纪研究, 2016, 36(5): 1125-1138. Qiang Xiaoke, Xu Xinwen, Chen Ting et al. Spatial characteristics and influencing factors of Matuyama-Brunhes polarity reversal boundary in eolian sequences from the Chinese Loess Plateau. Quaternary Sciences, 2016, 36(5): 1125-1138. |
| 43 |
李翔, 李日辉, 陈晓辉等. 渤海西部TJC-1孔磁性地层研究. 第四纪研究, 2016, 36(5): 1075-1087. Li Xiang, Li Rihui, Chen Xiaohui et al. Quaternary magnetostratigraphy recorded in the sediments of core TJC -1 in the western Bohai Sea. Quaternary Sciences, 2016, 36(5): 1075-1087. |
| 44 |
Liu J X, Liu Q S, Zhang X H et al. Magnetostratigraphy of a long Quaternary sediment core in the South Yellow Sea. Quaternary Science Reviews, 2016, 144(2016): 1-15. |
| 45 |
胥勤勉, 袁桂邦, 秦雅飞等. 滦河三角洲南部MT04孔磁性地层研究及其构造与气候耦合关系的探讨. 第四纪研究, 2014, 34(3): 540-552. Xu Qinmian, Yuan Guibang, Qin Yafei et al. Magnetostratigraphy and discussion of coupling relationship between tectonic movement and climate change of MT04 borehole in southern Luanhe River delta. Quaternary Sciences, 2014, 34(3): 540-552. |
| 46 |
刘平, 邓成龙, 李仕虎等. 泥河湾盆地下沙沟动物群的磁性地层学定年及其对泥河湾动物群的年代制约. 第四纪研究, 2016, 36(5): 1176-1190. Liu Ping, Deng Chenglong, Li Shihu et al. Magnetstratigraphic dating of the Xiashagou fauna and implication for sequencing the mammalian faunas in the Nihewan Basin, North China. Quaternary Sciences, 2016, 36(5): 1176-1190. |
| 47 |
Gradstein F M, Ogg J G, Schmitz M D et al. The geologic time scale 2012. Elsevier, 2012, 43(1): 5-13. |
| 48 |
Rea D K, Basov I A, Scholl D W et al. Proceedings of the Ocean Drilling Program Scientific Results, 145. Tuxes:College Station(Ocean Drilling Program), 1995. 1~521
|
| 49 |
Barron J A. Early Miocene to Pleistocene diatom stratigraphy of Leg 145. Proceedings of the Ocean Drilling Program Scientific Results, 1995, 145: 3-19. |
| 50 |
Worthington L L, Avendonk H J A V, Gulick S P S et al. Crustal structure of the Yakutat terrane and the evolution of subduction and collision in southern Alaska. Journal of Geophysical Research:Solid Earth, 2012, 117(B1): 811-815. |
| 51 |
Gulick S P S, Reece R S, Christeson G L et al. Seismic images of the transition fault and the unstable Yakutat-Pacific-North American triple junction. Geology, 2013, 41(5): 571-574. DOI:10.1130/G33900.1 |
| 52 |
Whipple K X. The influence of climate on the tectonic evolution of mountain belts. Nature Geoscience, 2009, 2(2): 97-104. DOI:10.1038/ngeo413 |
| 53 |
吴怀春, 房强, 张世红等. 新生代米兰科维奇旋回与天文地质年代表. 第四纪研究, 2016, 36(5): 1055-1074. Wu Huaichun, Fang Qiang, Zhang Shihong et al. Cenozoic Milankovitch cycles and astronomical time scale. Quaternary Sciences, 2016, 36(5): 1055-1074. |
| 54 |
Shi X F, Yao Z Q, Liu Q S et al. Sedimentary architecture of the Bohai Sea China over the last 1Ma and implications for sea-level changes. Earth and Planetary Science Letters, 2016, 451: 10-21. DOI:10.1016/j.epsl.2016.07.002 |
| 55 |
汪品先, 田军, 成鑫荣. 第四纪冰期旋回转型在南沙深海的记录. 中国科学(D辑), 2001, 31(10): 793-799. Wang Pinxian, Tian Jun, Cheng Xinrong. Transition of Quaternary glacial cyclicity in deep sea records at Nansha, the South China Sea. Science in China (Series D), 2001, 31(10): 793-799. DOI:10.3321/j.issn:1006-9267.2001.10.001 |
| 56 |
金海燕, 翦知湣. 中更新世气候转型期南海北部和南部的气候变化差异. 第四纪研究, 2008, 28(3): 381-390. Jin Haiyan, Jian Zhimin. Comparision of climate changes between northern and southern South China Sea during the Mid-Pleistocene climate transition period. Quaternary Sciences, 2008, 28(3): 381-390. |
| 57 |
邬光剑, 潘保田, 管清玉等. 中更新世气候转型与100ka周期研究. 地球科学进展, 2001, 17(4): 605-611. Wu Guangjian, Pan Baotian, Guan Qingyu et al. Reviews of studies on the mid-Pleistocene climatic transition and the 100ka cycle. Advance in Earth Science, 2001, 17(4): 605-611. |
| 58 |
汪品先, 李前裕, 田军等. 从南海看第四纪大洋碳储库的长周期循环. 第四纪研究, 2015, 35(6): 1297-1319. Wang Pinxian, Li Qianyu, Tian Jun et al. Long-term cycles in carbon reservoir of the Quaternary ocean:A perspective from the South China Sea. Quaternary Sciences, 2015, 35(6): 1297-1319. |
② Laboratory for Marine Geology, Qingdao National Laboratory for Marine Science and Technology, Qingdao 266061)
Abstract
Gulf of Alaska (GoA) is an important area to study interaction between global climate change and subsequent tectonic processes. Because of no intervening basins lies between GoA and the source (Mt. St. Elias), GoA provides unmixing signals to reveal history of source to sink. Integrated Ocean Drilling Program (IODP) Expedition 341 drilled 5 sites in the GoA in 2013, which were designed in a cross-margin transect from the continental shelf to distal Surveyor Fan. In this study, we present a comprehensive magnetic study of the distal site U1417 (56.57°N, 147.60°W) with water depth of 4200m. The spliced core U1417, with a whole length of 191.94m CCSF-B (an additional depth scale) and an overall recovery rate of 70.1%, was constructed from Holes U1417A to U1417D. 323 discrete samples of Site U1417 were undertaken for rock magnetism and paleomagnetism analysis. Rock magnetic studies (including temperature-dependent curves of magnetic susceptibility, hysteresis loops and isothermal remanent magnetization) indicate that the main magnetic mineral in the sediments is magnetite with lower coercivity and no appearance of hematite or greigite. Day-Plot demonstrates that all the analyzed samples are dominated by pseudo-single domain (PSD) magnetic grains. Thus reliable paleomagnetic results are available. Inclinations of characteristic remanent magnetization after alternating-field demagnetization reveals 4 normal inclination zones and 3 negative inclination zones in this site. Using anisotropy of magnetic susceptibility (AMS), we evaluated the disturbance of all the discrete samples, and then partly modified the shipboard paleomagnetism interpretation of Cobb Mountain excursion. With the help of shipboard data and AMS, we are aware of some perturbed samples shown in Matuyama-Brunhes boundary (M/B:0.78Ma) and then redefine M/B boundary at depth of 110.46m of the core. Meanwhile, the records of the Jaramillo subchron (0.99~1.07Ma), Cobb Mountain excursion (1.22~1.24Ma) and an incomplete Olduvai subchron (1.77~1.90Ma) are found at the depth intervals of 113.28~139.91m, 158.41~162.76m and 182.67~191.94m, respectively. The basal age of the core are extrapolated to be about 1.9Ma. Similar with ODP Site 887, an age-depth model indicates an abrupt change in the sedimentation rate at the age of 1.2Ma (ca.160m), the sediment rate goes down from more than 10cm/ka (after the transition, 0~162.73m) to 4.08cm/ka (before the transition, 162.73~191.94m). Combining with the IODP 341 preliminary report and multichannel seismic transect results, we conclude that abrupt change should be in connection with the enhanced glacial erosion caused by the Mid-Pleistocene transition (MPT) in the provenance area. All in all, our results provide a robust framework for further stratigraphic subdivision and correlation of this area since the Pleistocene.