2. 成都理工大学地质灾害防治与地质环境保护国家重点实验室, 成都 610059;
3. University of Bergen, Department of Earth Science, Allegt. 41, N-5007 Bergen, Norway;
4. 太原理工大学 矿业工程学院, 古地磁实验室, 太原 030024;
5. 山西省地震局, 太原 030021
2. Chengdu University of Technology, State Key Laboratory of Geohazard Prevention and Geoenvironment Protection, Chengdu 610059, China;
3. University of Bergen, Department of Earth Science, Allegt. 41, N-5007 Bergen, Norway;
4. Taiyuan University of Technology, College of Mining Technology, Paleomagnetism Laboratory, Taiyuan 030024, China;
5. Shanxi Earthquake Bureau, Taiyuan 030021, China
在人类进化历史上,大荔人头盖骨化石代表了从直立人到智人的过渡类型[1],自发现之日起,大荔人遗址就一直备受专家学者关注.早期学者从不同角度对其进行了研究,研究方法包括:热释(发)光[2, 3],生物特征[1, 2, 4, 5],古气候旋回与深海氧同位素周期对比[6],铀子系[7],地质学[8~10],电子自旋共振[11],磁化率曲线对比[12, 13],IRSL (红外释光)和铀系综合方法[14],以及全岩碳酸盐碳同位素δ13CSC[15].然而,对于大荔人遗址剖面岩石磁学方面的研究一直未见报道,因此,其载磁矿物方面的信息迄今仍是空白.
磁性矿物是岩石或沉积物记录地球磁场和古环境变化信息的载体.系统的岩石磁学研究是鉴定岩石和沉积物中所包含的磁性矿物成分和粒度的有效途径.通过这种方法,可以鉴别各剩磁组分的载磁矿物类型和几何特征(颗粒的形状、磁畴结构等),有助于对古地磁数据的分析和古地磁结果的理解,因此岩石磁学的研究是古地磁学及相关学科深入研究的基础.正确认识岩石磁学性质对获得可靠的古地磁学记录至关重要[16~19].
鉴于此,本文对大荔人遗址剖面进行了系统的岩石磁学研究,查明了其主要载磁矿物类型和几何特征,并且探讨了矿物成因及古气候意义,从而为进一步研究该区域剩磁种类、特征、形成机制及历史提供翔实的岩石磁学依据,使本剖面在古地磁方面的研究更加充实与完整.
2 地理、地质概况大荔剖面位于陕西省大荔县段家乡解放村东部的甜水沟附近(109°44′E,34°52′N),洛河左岸第3级阶地,是黄土高原与渭河谷交会之处[14](图 1).
大荔人遗址黄土/古土壤序列剖面层位相当清晰,黄土与古土壤皆呈水平条带状发育.从上到下地层组成简述如下:全新统(Q4)扰动耕作土和灰褐色黑垆土(S0);上更新统(Q3)浅灰色、质地均匀疏松黄土厚层(L1)和3层亮棕色、团块状古土壤薄层(S1),在黄土层L1中,发育有2层弱发育古土壤层;中更新统(Q2)浅黄色,质地疏松均匀黄土厚层(L2)和3层棕褐色古土壤厚层(S2).
3 样品采集与岩石磁学测试对于大荔人遗址黄土/古土壤序列剖面,从顶到底进行连续追踪采样,控制样品间距为5 cm.采样过程中,为了保证原生沉积物的出露,在每个样品采集之前,都剥去30~50 cm厚的表土.所采样品为圆柱体,直径2 cm,限高2 cm.每个样品在采集时都使用地质罗盘定向.
样品磁滞回线测量在法国Gif-Yvette古地磁实验室进行,除此之外,样品的所有量测全在挪威卑尔根大学古地磁实验室进行.
首先对样品进行了等温剩磁-剩磁矫顽力(IRM-Hcr)测量.所使用的仪器为Solenoid和Pulse Magnetizer (脉冲磁力议),其量程范围分别为0~160 mT和160 mT~4.2 T.每一步测量之后,样品的剩余磁化强度用Digico旋转磁力仪测量.样品的热磁分析测试,是在可自动纪录的居里转换平衡仪上完成.样品在0.7 T磁场中分别被加热到700℃或更高,然后通过流水冷却,加热和冷却梯度均为15℃/min.
接下来,在挪威卑尔根大学古地磁实验室无磁空间内对样品进行热退磁测量.所使用的仪器为热退磁仪器MMTD60.热退磁步骤从90℃~620℃,步距30℃~50℃.样品的天然剩磁和每一步退磁后的剩余磁化强度使用旋转磁力仪JR5进行测量.为了确定样品中的磁性矿物在退磁加热过程中是否发生了矿物相的转化,在每一步热退磁之后,进行了室温下样品磁化率追踪测量,所使用的仪器为KLY-2感应电桥.在剩磁矢量分析过程中,完全满足主向量数据点个数≥4,最大角偏差MAD<15°的要求[20].
4 载磁矿物鉴别与磁学行为分析 4.1 热磁分析通过对样品进行热磁分析,可以看出在300~350℃区间(320℃附近,图 2中a处),存在磁性矿物相转变,这是由于新矿物的生成,即由热不稳定的磁赤铁矿在高温下逐渐转化为赤铁矿造成[21].冷却和加热过程不可逆,且冷却曲线明显低于加热曲线,也说明了这一点.加热曲线和冷却曲线在550~580℃区间,磁化强度发生了急剧的变化,明显记录了特征解阻温度580℃(图 2中b处),指示了磁铁矿的存在.当温度升至675℃附近时,磁化强度才完全消失,反映出可能有少量赤铁矿的存在(图 2中c处).由于在加热过程中磁赤铁矿也将转变为赤铁矿,所以样品中是否天然赋存有赤铁矿,还需进一步鉴别(下文).
大荔人遗址黄土/古土壤序列剖面的饱和等温剩磁曲线可以分为2类(图 3).所有等温剩磁获得曲线在开始阶段都表现得相对较陡,展示了低矫顽力矿物特征.
古土壤和部分黄土样品的饱和等温剩磁和剩磁矫顽力曲线表现为图 3a所示的第一类特征.当外加磁场升至180~200 mT时(图 3a中Ⅰ),等温剩磁已经达到SIRM (饱和等温剩磁)的80%~90%,达到准饱和状态.随后,在300mT附近,部分磁性矿物达到饱和(图 3a中Ⅱ),说明这些磁载体为磁铁矿.其剩磁矫顽力曲线几乎呈一直线,并且,剩磁矫顽力(Hcr)集中在30~35 mT区间,这进一步证明磁铁矿的存在[22].当外加磁场大于300 mT后,部分样品的SIRM获得曲线平缓上升至1.5 T才达到饱和(图 3a中Ⅲ),由此可知,这些样品中还含有高矫顽力磁性矿物赤铁矿.为了进一步证明高矫顽力矿物的存在,对饱和等温剩磁获得曲线进行了累积对数高斯模型CLG分析(图 3b).可以看出,梯度获得曲线图(GAP)中含有两个峰,第一个峰对应的lg (B1/2)值为1.6(B1/2是每种矫顽力组分获得其饱和等温剩磁值一半时所施加的外加磁场值,下同),属于低矫顽力矿物磁铁矿;第二个峰对应的lg (B1/2)值为2.8,属于高矫顽力矿物赤铁矿.
第二类饱和等温剩磁和剩磁矫顽力曲线除了在300 mT附近达到准饱和状态外,还展示了高达4 T的饱和磁场(图 3c中Ⅰ).主要是少部分黄土样品展现了此种特征.由于饱和磁场如此高,有理由考虑样品中包含硬磁性矿物针铁矿.梯度获得曲线图展示了三个波峰(图 3d),它们对应的lg (B1/2)值分别为1.8、2.9、3.4,由此可知,样品中除了包含低矫顽力矿物磁铁矿,高矫顽力矿物赤铁矿外,还包含少量的高矫顽力矿物针铁矿.
所有样品的剩磁矫顽力谱几乎呈一直线,初步表明磁性矿物为单一磁畴[23].
由于使用饱和等温剩磁和剩磁矫顽力分析,样品中的矿物相不会改变,因此可以推知,黄土古土壤中天然赋存赤铁矿.
4.3 磁滞回线分析在去除顺磁性成分的贡献后,样品的磁滞回线被归一化,其总体可以分为Ⅰ和Ⅱ两类,分别代表了典型的古土壤和黄土(图 4a).两类曲线的形状基本相似,都比较偏瘦,说明两类样品所含的磁性颗粒的磁畴状态也基本相同.根据磁滞回线的形状,磁颗粒可能是似单畴(PSD)还是多畴(MD)[24]需进一步确定.典型黄土剩磁矫顽力(Hcr=39.4 mT)大于典型古土壤的值(Hcr=30.4 mT)(图 4a),表明了黄土中高矫顽力矿物的增加.
值得注意的是,把所有样品(黄土和古土壤)的磁滞回线组合起来(未归一化),可以发现从黄土到古土壤,磁滞回线展示了一种递变规律(图 4b).美国阿拉斯加州中部的黄土与古土壤也展示了相似的规律[18].其饱和磁化强度和饱和剩磁逐渐增加,这说明了亚铁磁性矿物的逐渐增加[25],表明从黄土到古土壤的沉积过程中,土壤化作用是逐步增强的.
分别以Mrs/Ms(饱和剩磁/饱和磁化强度)和Hcr/Hc(剩磁矫顽力/矫顽力)为纵坐标和横坐标的Day图表明[26],无论是黄土还是古土壤都落在似单畴区域(图 5),吻合于上文所判断的黄土与古土壤的磁畴状态基本相同的结论,与中国黄土高原西部和东部黄土沉积物中的磁载体的平均粒度相一致[27].尽管黄土与古土壤的载磁矿物的磁畴状态都落在似单畴区间,但是古土壤总体上分布于该区间的左半部分,而黄土总体分布于右半部分,并且二者之间大体表现出递变的关系.
与频率磁化率数据相比,Day图在鉴定SP (超顺磁)颗粒方面存在一定的局限[22],因此,下一步将使用频率磁化率数据来分析样品中的超顺磁颗粒.
4.4 频率磁化率分析本剖面黄土样品频率磁化率值(kfd=[(低频磁化率-高频磁化率)/低频磁化率]×100%)变化区间约为3%~15%,并且随着低频磁化率值增高,频率磁化率变化区间的最低值也增高;对于古土壤样品,其频率磁化率值变化区间约为7%~15%,同样,低频磁化率值(klf)越高,区间的最低值也越高(图 6).这些特点不仅表明了黄土-古土壤样品中超顺磁颗粒的存在,同时还证实了其形成与成土作用有关[28].说明在成壤过程中,生物或化学作用形成了超顺磁性矿物,这些矿物提高了古土壤低频磁化率和频率磁化率值[29, 30].
频率磁化率随地层变化图(图 7)表明,频率磁化率与低频磁化率有基本相同的变化趋势,其值分别与古土壤-黄土地层呈波峰-波谷的对应关系.下伏于古土壤的黄土地层的频率磁化率值总体低于古土壤.进一步证明了上文推断.
对于黄土中超顺磁颗粒的成因,除了上述的成土作用,还包括来自其上部古土壤的淋滤作用.对于大荔剖面,是否如此,将在下文探讨.
4.5 逐步退磁后磁化率曲线变化分析每一步热退磁后,样品的磁化率都被跟踪测量(图 8).在全程加热中,无论黄土样品还是古土壤样品,磁化率曲线都呈现了相同的起伏变化,但是升降不显著,总体呈平缓的趋势,表明了样品磁化率的主要贡献者为磁铁矿[31].
在300~400℃之间,由于亚稳定、强磁性的磁赤铁矿向热稳定、弱磁性的赤铁矿的转变(γFe2O3→αFe2O3)[32~34],曲线略微下降.由于改变量较小,说明这些样品中磁赤铁矿不是对磁化率的主要贡献者[35],因此可以得出,大荔剖面绝大多数黄土-古土壤样品中含有磁赤铁矿,但是含量不高.
在图 8中,磁化率变化曲线从下往上,在黄土转化为古土壤的过程中,磁化率逐步增高,表明磁铁矿含量的逐步增加.这种渐变性是否说明了土壤化作用的渐变性(即古气候变化的渐变性)还需进一步的研究.
4.6 热退磁分析所有样品NRM (天然剩磁)的热退磁曲线可以分为两类(图 9).第一类曲线(图 9a)在350℃附近大部分样品的剩磁强度只有NRM的5%~10%,在580℃附近全部剩磁强度趋于0.这些特点表明,样品中携带NRM的磁性矿物的解阻(或者矿物相转变)温度分别为350℃和580℃,因此,它们分别是磁赤铁矿和磁铁矿.在580℃解阻后,剩磁几乎降为零.图 9b表明,代表磁铁矿的分量(340℃之后)最终指向原点,因此磁铁矿是这类样品特征剩磁的携带者.
对于第二类曲线(图 9c),在350℃附近大部分样品的剩磁强度下降到NRM的5%~15%,在580℃附近剩磁强度降到5%左右,随后伴随着温度的升高,继续逐渐下降.结合热磁分析曲线(图 2)可知,在600℃之后,磁性矿物只有赤铁矿.因此,对于这些样品,携带NRM的磁性矿物除了磁赤铁矿和磁铁矿外,还含有赤铁矿.再参考Z (Zjiderveld)氏图(图 9(d,e)),可以看到在590℃之后,存在单一的向量指向原点.对于磁赤铁矿,当加热到350℃附近时,将发生矿物相转变,新生成赤铁矿.考虑到整个热退磁过程是在零磁空间进行,可推知磁赤铁矿携带的剩磁不能保持到高的退磁温度段.综上可知,赤铁矿为此类样品特征剩磁的携带者.
5 讨论 5.1 黄土-古土壤剖面岩石磁学特征分析通过前述分析,大荔黄土-古土壤剖面主要包括亚铁磁性矿物(磁铁矿、磁赤铁矿)和反铁磁性矿物(赤铁矿),并且古土壤中亚铁磁性矿物的含量高于黄土.这些特点与以往黄土高原的研究成果相一致[36].
较早的研究大多数认为,古土壤磁化率增强机制起源于土壤化作用过程中超顺磁颗粒的生成[37, 38].还有许多学者认为,古土壤磁化率的增加除了与超顺磁颗粒的贡献有关外,还与单畴或似单畴的亚铁磁性矿物的变化密切相关[36, 39].对于大荔剖面,通过研究,不仅得出其古土壤磁化率增强机制吻合于上述后者,而且进一步阐明,与所含亚铁磁性矿物磁赤铁矿相比,磁铁矿是样品磁化率的主要贡献者.这一点与以往所认为的磁赤铁矿占主导的说法不同[40].究其原因,可能是当土壤化作用达到一定程度后,磁赤铁矿的含量趋于饱和,随着土壤化作用的加强,其相对含量反而降低[39].
许多黄土高原的剖面,其磁滞回线都出现“蜂腰”的特征,这些特征说明黄土中的磁性矿物以反铁磁性矿物为主[41].大荔剖面的所有磁滞回线,都没有出现“蜂腰”的特征,因此表明大荔剖面,无论黄土,还是古土壤,反铁磁性矿物的含量都不高.“蜂腰”特征产生的原因,可能是高矫顽力与低矫顽力矿物的混合,也可能是不同粒径的低矫顽力矿物的混合,或者是两种情况都有[38].由此可知,大荔剖面,磁性矿物的粒径差别不大.这一点得到了Day图的佐证.实验结果彼此间的吻合,也证明了实验数据的可靠性.
样品的磁滞回线图,Day图,逐步热退磁后磁化率跟踪测量图,频率磁化率随地层变化图,都表明从黄土过渡到古土壤的过程中,样品的磁学特征也存在过渡关系.对此,将在下文进一步探讨.
5.2 磁性矿物成因分析及古气候意义根据大荔黄土-古土壤剖面所含磁性矿物的岩石磁学特性,可以得出,其组成既包含岩石成因(原生,来自源区),也包含成土成因(次生,来自成土作用).样品中的磁铁矿和赤铁矿是特征剩磁的主要携带者,加之磁畴状态主要为似单畴,因此可以认为,样品中包含来自源区的粗颗粒磁铁矿和赤铁矿[40, 42, 43],属于岩石成因.比值S-ratio (S-ratio=IRM0.3T/SIRM)伴随磁化率的增加而增加(图 10),显示出当低频磁化率逐渐增高由黄土过渡到古土壤时,亚铁磁性矿物相对含量也增加,从而高矫顽力磁性矿物相对含量降低[18, 39, 44];样品的磁滞回线测量显示出,从黄土到古土壤的转化过程中,饱和磁化强度与饱和剩磁逐渐增高,同样指示出越来越高的强磁性矿物含量.
由此可知,在从黄土到古土壤越来越高的土壤化过程中,生成了新的强磁性矿物.图 8显示,在250~340℃区间,存在磁赤铁矿的热分解现象.在黄土中,这种变化十分微弱,表明黄土中磁赤铁矿的含量很少或几乎没有.伴随着成土作用的增强,这种现象越加明显,说明样品中的磁赤铁矿主要起源于成土作用,二者存在正相关关系.尽管如此,根据磁化率曲线在其热分解前后的变化量可知,即使在古土壤中,其绝对含量也并不高.关于这一点,在热磁分析曲线中同样可以得到佐证.样品的频率磁化率与低频磁化率良好的正相关关系说明了超顺磁颗粒形成于成土作用,并且二者同向变化.综上,成土作用不仅形成了新的强磁矿物,使其含量增加,同时也形成了超顺磁矿物,二者共同导致了成土作用程度高的样品具有高的磁化率值.
黄土-古土壤序列的土壤碳酸盐δ13Csc值是反映植被密度和C4植物相对生物量的地球化学指标,其值的高低,直接指示了风化成壤作用的强度和生物气候环境的变迁.低的δ13Csc值对应于植被相对丰富、气候湿润的环境状况,而高的δ13Csc值则指示了相对寒冷干燥的气候,因此δ13Csc曲线的峰、谷变化就是不同气候条件下不同地表植被覆盖程度的地质记录,从而反映出温暖湿润与干燥寒冷的气候交替[45, 46].黄土-古土壤序列有机质的碳同位素组成能够反映古植被中C3植物与C4植物的相对比率[47],其值的变化同样指示了气候的冷干与温湿的交替[46].经综合分析发现,大荔黄土-古土壤磁化率曲线与δ13Csc曲线,δ13Corg曲线(有机质碳同位素)展现出良好的峰谷对应关系(图 11虚线所示),进一步说明了从黄土到古土壤磁性增强的成土作用成因.
频率磁化率随深度变化图显示出(图 7),由下到上,从黄土到古土壤组合单元中,频率磁化率大体上显示了渐变性(一般认为由上覆古土壤层中较小的超顺磁颗粒(<0.03 μm)的向下淋滤作用造成);然而从古土壤到黄土的组合单元中,基本上呈现了突变的趋势.磁滞回线也显示出黄土到古土壤强磁性矿物的增加呈渐变关系.
频率磁化率更具有明确的古气候指示意义,无论对大幅度气候变化,还是弱小气候波动,反映都很敏感,被认为是成壤作用强度的代用指标[48~51].通过大荔黄土-古土壤频率磁化率曲线与同样具有古气候指示意义的古里雅冰芯氧同位素曲线[52]、古里雅冰芯微粒记录曲线[53]、陕西岐山五里铺剖面有机质含量曲线[46]的对比(图 7),可以看出,三者相同阶段对古气候的记录几乎完全一样,都显示出从冰期到间冰期曲线的渐变(图 7箭头所示),和从间冰期到冰期曲线的突变.三者在古气候记录上的一致性反映出,从MIS7(至少MIS5)阶段开始,在如此大的范围内有基本相同的古气候变化(图 1),即冰期是逐渐转化成间冰期的,而间冰期到冰期的变化却更迅速.因此可以推断,从上覆古土壤到下伏黄土频率磁化率的渐变,更合理的解释是气候为主的成因.即使存在超顺磁颗粒的淋滤作用,其影响也有限.
6 结论通过对大荔人遗址黄土-古土壤剖面的磁性矿物鉴别及其磁学行为研究,可以得出如下结论:
(1)研究区磁性矿物主要包括:磁铁矿,磁赤铁矿,赤铁矿;从黄土到古土攘,伴随着成土作用的增强,软磁性矿物含量增加,硬磁性矿物含量降低.在黄土中,磁赤铁矿的含量很少.即使在古土壤中,其含量也不高;
(2)主要起源于成土作用的超顺磁颗粒存在于黄土与古土壤中,后者含量高于前者.淋滤作用对下伏于古土壤的黄土层中的超顺磁颗粒含量贡献有限.古土壤与下伏黄土中超顺磁颗粒含量的渐变性主要来自气候成因;
(3)古土壤样品的磁化率增强并不是仅仅由超顺磁颗粒造成的,亚铁磁性矿物含量的增加也是重要的因素;
(4)磁铁矿,赤铁矿,磁赤铁矿都是NRM的携带者.其中,磁铁矿和赤铁矿是特征剩磁的携带者.磁赤铁矿虽然是大部分NRM的携带者,但不是特征剩磁的携带者;
(5)频率磁化率更好地记录了古气候信息,与古里雅冰芯氧同位素曲线、细微粒浓度曲线、岐山五里铺剖面有机质含量曲线具有一致性.都反映了至少自MIS5以来(大荔是MIS7),冰期到间冰期气候的渐变行为.这还体现于大荔样品磁滞回线的渐变与逐步热退磁后样品之间磁化率的渐变中;
(6)黄土-古土壤样品中磁性矿物种类、大小、含量的变化是否与样品的工程力学性质相关,还需更深入的研究.
致谢衷心感谢挪威卑尔根大学地球物理实验室和法国Gif-Yvette古地磁实验室对本项目所给予的全面支持与指导!
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