2. 挪威卑尔根大学地球科学系, 卑尔根
2. Department of Earth Sciences, Bergen University, Bergen, Norway
西北太平洋深海海域是一个研究程度较低的地区, 原因之一是由于水体中较高的CO2含量导致该地区碳酸盐补偿深度较浅, 在3000~3500 m时碳酸盐就遭受强烈的溶解1)(例如图 1钻孔123, 水深3000~3500m, 钻孔161, 水深3250 m).观察世界大洋的水深分布可以知道, 该地区水深小于4000m的区域只出现在很局限的海岭或者海台.所以, 以有孔虫的AMS14C和氧同位素地层为主要测年手段的沉积物研究受到限制, 少量的研究局限于面积很小的海岭上[1].因此, 缺乏合适的测年材料是制约该地区研究的主要问题.沉积物记录的地磁场相对强度则为这些沉积物的定年提供了另一种可能性.
1) 国家海洋局第一海洋研究所.西北太平洋调查报告, 2008.
近年来, 太平洋及其边缘海中沉积物地磁场相对强度的报道也日渐增加, 比如在南海沉积中, Yang等(2009)[2]在中沙群岛岩芯中获得了130ka以来的地磁场强度, 与AMS14C测年结果吻合, 提供了南海沉积物定年的另一条途径.在菲律宾海中部的深海沉积中, 地磁场相对强度作为唯一连续的定年方法确立了沉积物的年龄模型[3], 并且被随后相同区域的氧、碳同位素地层和地磁场强度结果佐证[4].也在该海区, 最长2.14 Ma来的地磁场强度结果出现在MD972143钻孔中[5].除了上述热带边缘海, 在亚北极地带的鄂霍次克海中南部, 地磁场强度也记录了非常可靠的时间标尺[6-7](及葛淑兰等未发表资料).这些研究表明, 在条件合适的情况下地磁场强度可以成为全新的连续定年方法, 在氧同位素地层和放射性碳同位素测年难以获得的情况下为沉积物提供年龄信息.
尽管地磁场相对强度的成果在不断积累中, 但是由于沉积物剩磁获得机理复杂和难以在实验室内仿真模拟, 所以目前获得地磁场强度的常规归一方法被一些科学工作者称为"万金油"[8], 似乎可以在任何沉积物中应用.为了尽可能消除非地磁场强度因素的影响, 一些新方法, 如假-Thellier方法[9]和主向量分析[10]等被相继发展和采用.但是, 这些方法上的改善并没有彻底去除岩性对地磁场强度的干扰.沉积物本身岩石磁学和非岩石磁学参数的详细研究成为校正环境因素对于地磁场强度干扰的前提和关键[10].针对琉球海沟东侧研究区域沉积物钙质生物壳体少、有孔虫溶解强烈, 较难进行连续氧同位素和AMS14C测年的情况, 本文首先构建了地磁场相对强度, 其次在年龄标尺上分析了沉积物岩石磁学和沉积学因素可能对地磁场强度结果造成的影响, 着重讨论了可能引起地磁场强度差异的因素, 比如超顺磁颗粒的存在, 碳酸钙含量对磁化率的稀释, 磁性矿物粒度变化的影响, 以及高矫顽力矿物的输入等.另外, 在讨论地磁场强度之前, 我们也给出本孔沉积物的磁化率各向异性性质, 以期引起对原状沉积这个地磁场强度研究基本前提的重视.
2 研究区域地质背景西北菲律宾海是一个地形复杂的地区, 其西北侧被琉球海沟和南开海槽与西侧的大陆和日本岛屿隔开, 东北侧为纵贯菲律宾海的九州-帛琉海岭围绕.研究区域内海山和海岭纵横交错, 自北而南分别为奄美隆起、大东隆起和冲大东隆起(图 1).在靠近琉球岛弧的海域内为富含细碎火山灰的半深海粘土沉积, 往东南的外海方向, 沉积物逐渐变成中深海粘土和纯深海粘土.由于整个菲律宾海都被深海沟与陆地隔开, 所以其总体的沉积速率比较低, 从半深海粘土大于10mm/ka到纯深海粘土小于1mm/ka.但是在九州-帛琉海岭北端、奄美隆起、大东和冲大东隆起之间的盆地中陆源沉积层较厚, 这些物质大概与东海潮流所携带的陆源泥质悬浮体有关[11].我们的研究区域正好属于这个陆源沉积较厚的区域, 所以沉积速率可能较高.由于这些区域内的地形不平坦, 隆起和盆地相间排列, 导致不同地质体的局部沉积环境发生分异, 沉积过程复杂多变.另外在海沟的两侧还可能有滑塌、浊流等发生, 比如我们在琉球海沟东侧陆坡的EY-2孔下部发现了磁偏角的连续偏转, 可能是滑塌等的反映1).
另外, 西北太平洋地区的海流分布情况比较复杂, 我们还所知不多.一个大概的框架是在北太平洋亚热带开阔海区存在一个顺时针的环流系统, 由发源于太平洋暖池地区向北移动的北太平洋赤道流和它的重要分支黑潮延伸流(Kuroshioextension)以及黑潮逆流组成[12].再向北, 黑潮携带大量的热量和水汽从台湾海峡进入黄东海, 然后穿过吐噶喇海峡从本文研究区北部经过.在这里, 冰期和间冰期时黑潮分别发育直流和曲流[1], 从而可能影响该区域的沉积动力分布和沉积物运移强度和方向.本文钻孔正好位于黑潮影响区(图 1).
3 研究材料、取样和测试方法本文重力岩芯37(29.46406°N, 132.8324°E, 水深3580m, 长度3.26m)取自九州-帛琉海岭北端西南坡.钻孔西侧是一个深5500m的凹陷, 更西部是琉球海沟, 南边是奄美高原隆起, 钻孔自身则取自高于4000m的一个小的局部高地(图 1), 因此浊流或者滑坡出现的可能性比较小.岩芯描述中也没有发现浊流的混杂堆积, 基本是平行层理为主.浮岩砾石普遍出现, 在1.09 m可见一个滚圆状、大小8mm×5 mm×4 mm的浮岩砾石.在岩芯的下部出现一层棕红色粘土层, 深度是2.80~2.92 m, 该红粘土层在我们研究的本区域其它两个钻孔中也有出现(图 1, 74和123), 应为一个区域性等时地层单元.
用U-channel取样管(横截面2cm×2cm, 长度1.5m)采取古地磁样品, 同时以10cm间隔采取定向离散小盒子样品(边长2cm的立方体无磁性塑料盒)和少量粉末样品. U-channel样品的逐步退磁和剩磁测量在2G760超导磁力仪上完成, 用来获得连续的特征剩磁大小和方向, 非磁滞剩磁也在该仪器上获得(80/0.05 mT).超导磁力仪的探头测量范围是~4.5cm[13], 所以采用5cm的测量间隔获得无卷积的独立剩磁结果.磁化率是用整合在超导磁力仪上的Bartington磁力仪测得.用小盒子样品获得磁化率各向异性, 用粉末样品进行岩石磁学实验.磁化率各向异性和磁化率-温度连续变化监测(室温到700 ℃)在Agico卡帕桥KLY-3s上完成.粉末样品的磁滞回线在Micromag2900磁力仪(最高场1T, 北京)和coercivitymeter(最高场0.5T, 挪威)上测得, 在后者上还测量了100s的剩磁降低量以指示超顺磁(SP)含量.离散样品的液氮和室温磁化率比值测定在卑尔根大学古地磁实验室卡帕桥磁力仪上完成, 样品在液氮中浸泡5min.
氧同位素有孔虫挑选和实验是在同济大学海洋地质国家重点实验室完成的, 前期处理方法同Tian等(2002)[14].所挑选的属种是底栖有孔虫Cibicidoides wullerstorfi, 在1.62m处未挑出足够数量有孔虫, 取代有孔虫的是白色浮岩碎屑.碳酸钙和粒度在海洋一所地质室实验室完成, 碳酸钙是直接滴定法测得, 粒度分析在Malvern2000激光粒度仪上完成, 样品的前期处理方法是:在80 ℃恒温下烘干, 加入5mL30%的H2O2溶液, 在85 ℃水浴中加热1h溶解有机质.然后再加入5 mL10%的盐酸, 在85 ℃水浴中加热1h溶解生物碳酸盐和自生铁的氧化物、氢氧化物, 然后将样品移入离心管, 加去离子水离心清洗3次上机测试.采用Folk-Ward方法获得平均粒径.
4 结果和讨论 4.1 沉积物的古地磁和岩石磁学性质 4.1.1 沉积物记录的天然剩磁、地磁场相对磁偏角和磁倾角沉积物的天然剩磁在10~60 mT退磁过程中均匀降低, 且所有样品的中值退磁场均小于25 mT (图 2a-2b), 说明载磁矿物是低矫顽力的(钛)磁铁矿.天然剩磁除了在1.62~2.4m之间有一个比较大的峰值外, 其它段落变化幅度较小.在整个交变退磁过程中, 剩磁方向稳定, 与主向量分析得到的剩磁方向一致(图 2c-2d).整个岩芯的磁倾角均为正值, 一般比钻孔位置处地心轴向偶极子场纬度(EGAD)稍大(图 2c), 其它两个岩芯也是如此(74, 123, 未显示), 暗示该区域内沉积物处于欠压实状态.相对磁偏角在2.87~2.92 m处产生超过180°偏转(图 2d), 与岩芯描述的红粘土层位相当, 因此推测该偏转与沉积后的化学剩磁改造有关, 另外在粘土层下部的磁偏角也有小幅度偏转.红粘土层除了表现为磁偏角偏转外, 还显示了与其它层位的平滑变化不同的局部尖锐剩磁峰值和MDF的增加.剩磁、磁偏角和MDF的变化表明2.82m以上的沉积物应为未受到扰动的原状沉积, 而之下的磁信号则可能受到沉积后的改造作用.
磁化率各向异性是描述磁化率椭球体三个主轴大小和方向的参数.这些参数包括三个主轴的偏角和倾角, 磁面理(F=K1/K2), 磁线理(L=K2/K3), 校正的磁各向异性度(P′)等, 其中K1, K2, K3分别为磁化率椭球体长、中、短轴磁化率.本岩芯三个主轴在赤平投影图上的分布如图 3所示. 0~170cm磁化率椭球体长轴一般(11/16)分布在近沉积面30°以内, 没有优势的分布方向.五个样品偏离沉积面超过30°(1#, 11#, 13#, 15#, 17#, 图 3a).多数短轴倾向于沿着NE-SW面分布, 两个样品的短轴平行于沉积面分别分布在NW(11#)和SE(13#)方向上.中轴在整个投影面内都有分布, 也无优势的方向.而180~320cm的磁化率椭球体方向具有明显规律性, 短轴一般(14/16)位于垂直沉积面倾角大于60°范围内(图 3b), 长轴和中轴均分布在近沉积面内.只有两个样品不服从上述规律, 27~28# (270~280cm)的长轴依然位于近沉积面, 但中轴和短轴在垂直于长轴的面上发生旋转, 28#的中轴近垂直而短轴近平行沉积面(图 3b). 29#红粘土层沉积显示为正常的磁组构特征(图 3b).
磁各向异性度和磁线理、磁面理均为线性相关, 其线性相关系数分别为R2=0.60和R2=0.68(n=32)(图 3c, 3d).除了红粘土层外, 磁线理和磁面理都小于1.05, 绝大部分层位小于1.03(图 3e), 两者在Flynn图上没有明显的优势分布, 说明磁化率椭球体既有扁圆形也有扁长形.
在取样过程中, 鱼线切割和样品盒下压过程对盒内样品产生人为的扰动, 使得磁化率椭球体短轴和长轴的磁偏角产生沿着X轴和Y轴的分布[15].本文钻孔的长轴和短轴磁偏角均未有上述的分布特征(图 3f, 3g), 因此整个钻孔沉积物的磁化率椭球体属于自然的沉积组构特征.
4.1.3 磁性均一性现有的地磁场相对强度研究显示, 沉积物首先需要符合一定的前提条件才可以得到可靠的地磁场强度结果.这些条件包括沉积物的原状性、记录地磁场方向的稳定性以及磁性均一性.磁化率各向异性的结果证明沉积物为原状沉积, 且记录了稳定的地磁场方向.而磁性均一性包括磁性矿物粒度为准单畴(或者单畴)、含量不超过一个数量级以及主要载磁矿物为低矫顽力(钛)磁铁矿[17-18]等三个方面的内容, 下面逐一检查这些岩石磁学性质.
沉积物的磁化率-温度曲线表明, 最主要的居里温度是接近580 ℃的磁铁矿, 没有揭示680 ℃赤铁矿的居里温度, 但是在三个样品中均可以发现多个阶梯性磁化率下降, 最显著的小峰值分别出现在220 ℃、340 ℃、420 ℃和300 ℃(图 4a).红粘土层样品(37-29)与正常样品的差别不大.而500mT强磁场下的磁化强度从室温到350℃的首次加热和冷却过程是可逆的(图 4b), 未揭示磁黄铁矿或胶黄铁矿的居里温度, 前者为320 ℃[19], 后者330 ℃(200~400 ℃较大的温度范围)[20-21].由此推测在200~420 ℃之间的磁化率阶梯降低极可能反映了不同的钛含量对居里温度的影响(钛含量与居里温度成反比[20]).在二次加热过程中, 强度一直匀速降低, 在600 ℃之前失去绝大部分强度, 在600~700 ℃之间仍然有强度存在, 该强度在700 ℃完全消失, 证明赤铁矿的存在(图 4b).样品磁滞回线显示在0.3T时没有闭合, 在1T磁场仍未完全饱和(图 4b), 也说明高矫顽力赤铁矿的贡献[22].尽管如此, 磁化强度在0.3T时达到饱和等温剩磁的90%以上, 说明沉积物的主要载磁矿物仍然为低矫顽力磁铁矿.磁滞回线并没有产生明显的蜂腰形状, 也暗示高矫顽力的含量不多[22].
磁性颗粒大小从细PSD到粗PSD, 基本沿着SD+MD模型3曲线分布[23-24], 22#和27#样品则一直延伸到MD区域内(图 4c).最高场0.5T下获得Day图数值比1.5T下的数值系统向右上方偏离(图 4c).磁性矿物的粒度分布范围在模型曲线3上对应的MD含量为60%~90%. 17个样品中剩磁矫顽力Hcr的变化范围在22~45mT之间.
综合4.1.1-4.1.3节的数据资料, 岩芯上部2.80m为未受到扰动的原始沉积, 其主要载磁矿物是(钛)磁铁矿, 还有少量赤铁矿, 其粒度分布在PSD的较大范围内并一直延伸到MD, 而且其磁性矿物含量(磁化率和非磁滞剩磁)的最高值与最低值变化基本保持在20倍范围以内(见后).其特征剩磁方向稳定, 基本受到理论上的地心轴向偶极子场控制, 所以适宜进行地磁场相对强度的构建.
4.2 不同归一参数产生的地磁场强度以及与区域和全球地磁场强度综合曲线的对比 4.2.1 地磁场强度构建采用常规归一方法获得了岩芯的地磁场相对强度, 归一参数为磁化率和非磁滞剩磁.地磁场强度参数(NRM15mT/ARM)和(NRM15mT/κ)的结果在2m以上基本一致, 而在2~3.2m之间峰谷值存在幅度上的差异(图 5a)(此部分的讨论仍然包括红粘土层, 因为下部的数据资料包含MIS6和MIS5的界限).两个强度参数自上而下揭示了四个明显的强度低值, 分别在0.85m, 1.62m, 2.37m和2.97m可以与PISO1500[26]以及SINT800[27]上的特征强度低值对应(图 5a-5c).在此基础上, 与分辨率稍高的PISO1500对比又确定了两个特征低值对比点(图 5a-5b), 其它的为线性内推和外推获得年龄标尺.
钻孔37氧同位素地层的分析间隔比较大(16cm), 有孔虫挑选十分困难, 浮游和底栖种溶解现象均非常严重, 有些层位用作氧碳同位素分析的有孔虫也有溶解迹象, 甚至在1.62 m没能发现足够做氧同位素的C. wullerstorfi(含有很多浮岩碎屑)(图 5d).在上述的强度年龄上, 除了表层的年龄偏老以外, 37孔的氧同位素与全球综合氧同位素曲线LR04[28]基本一致, 表明整个岩芯沉积于MIS6末期直到全新世初期(图 5d).整个37孔的氧同位素数值变化幅度小于LR04, 体现在MIS1和MIS5.5的数值偏重, 而MIS6数值偏轻, 冰期和间冰期的变化幅度小(图 5d). 37钻孔表层沉积物的氧同位素明显变轻, 表明其为全新世沉积.末次盛冰期的最重值为4.4‰, 为全孔最高值.在氧同位素曲线上没有发现MIS4的重值, 此处正好是有孔虫缺失层位, 但是在1.46~1.62 m氧同位素似乎有变重的趋势, 而且δ13C(未显示)和碳酸钙在此处出现低值.依靠上述的强度对比点该段无有孔虫段正好与LR04曲线上MIS4吻合. 1.94~2.82 m为氧同位素低值区段, 与表层的数值相当, 因此为MIS5期沉积. 2.80~2.92m的特征红粘土层出现在MIS6与MIS5.5的过渡区, 对应了氧同位素的轻值.底部氧同位素明显变重, 表明已到MIS6期.岩芯37的顶部氧同位素曲线与LR04的对比表明, 其年龄应该稍微上调(年轻).由于41ka以上的年龄均为线性外推, 所以我们把两个曲线人为地重叠, 则表层的第一个氧同位素点(2cm)年龄大约为11ka, 而第二个氧同位素(18cm)处的最重值正好是LR04上最重值的18ka(图 5d).由此得到全新世沉积速率要稍微大于41~64kaB. P.之间的沉积速率.把氧同位素的两个对比点添加到强度对比点内, 得到本孔最终的年龄模型.因为粘土层及其以下层位似乎受到沉积后改造, 所以下面的讨论不包括红粘土层及其以下沉积物.
4.2.2 菲律宾海西北部岩芯地磁场强度与其它记录的对比假如岩芯记录的地磁场相对强度反映了地磁场偶极子的特征, 那么地磁场强度在104~105a尺度上应该与其它地区以及全球的综合曲线具有可比性.由于西北太平洋地区碳酸盐补偿深度较浅, 大多数地区的水深不具备进行氧同位素分析条件, 因此地磁场强度的研究比大西洋地区要少, 多集中在远东西北太平洋开阔海区及其边缘海. Yamamoto等(2007)[29]采取最严格的数据筛选方法, 去除了S (低矫顽力组分含量)比值降低和饱和等温剩磁异常高值的段落, 给出了西北太平洋中从日本列岛东部直至Shatsky海岭的10个钻孔250ka以来的地磁场强度及其综合曲线NOPAPIS-250.Horng等(2003)[5]和孟庆勇等(2009)[4]分别报道了赤道菲律宾海吕宋高原地区氧同位素地层标尺下2.14 Ma和200ka以来的地磁场强度, 以及直接以地磁场强度作为定年标尺的研究[3]. Tauxe和Shackleton (1994)[30]也在氧同位素地层年龄标尺上获得了翁通爪哇海台(OJP)上3个钻孔700ka来的叠加地磁场强度.西北太平洋底特律海山上ODP883/884钻孔中获得的NRM/ARM和NRM/κ与其它地区强度低值的一致性说明其主要反映了地磁场偶极子的变化[31].此外, 我们也给出了西北太平洋亚北极地区边缘海--鄂霍次克海地磁场强度记录作为对比(葛淑兰等未发表资料).两个全球综合曲线PISO1500[26]和SINT800[27]用来作为全球地磁场强度性质的代表曲线(图 6).
本文钻孔地磁场强度NRM/ARM及其它太平洋海区及其边缘海地磁场强度记录和全球综合曲线的最显著特征是40ka和100ka的低值, 其次是40~100ka之间的强度峰值, 大约在100~120ka之间的低值, 以及40ka以来强度的逐渐升高(图 6).由于各个记录依据的年龄标尺明显不同(图 6下说明), 所以造成上述特征低值在时间上的差异.尽管如此, 除了上述的共同特征外, 本文钻孔与邻近的鄂霍次克海和西北太平洋等记录在更多的低值上具有一致性, 比如~22ka, 60ka, 64ka(图 6a-6c).在上述的对比中不难发现, 本孔的另一个强度参数NRM/κ与其它记录的相似程度降低.首先是在80~100ka, NRM/κ为局部低值, 而所有其它记录, 包括本孔的NRM/ARM, 均为强度峰值.其次40ka以来NRM/κ没有增加的趋势, 这与其它钻孔均不同.另外, 在105~110ka之间NRM/κ为显著峰值, 这在其它记录上仅仅表现为一个极小的峰值, 在SINT800上甚至没有体现(图 6).所有这些都表明从简单比对的角度讲, 本孔以ARM为归一参数的强度好于κ归一的强度.
除了曲线形态上的相似性外, 地磁场强度的可靠性还可以通过分析它与各自归一参数的功率谱和互相关关系来判断.地磁场强度NRM/ARM在功率谱上有125~100ka, 36ka和18ka的峰值, 归一参数ARM在125ka有峰值, 它们的互相关系数都小于95%置信水平(图 7a).与此相对的是, NRM/κ只有100ka的功率谱峰值, κ的功率谱增加了33ka峰值.它们的互相关系数仅仅在100ka周期上大于95%置信水平(图 7b), 显然对于本孔125ka的记录来讲这个长周期是不可信的.另外, 两个地磁场强度参数与磁性矿物粒度参数(ARM/κ)的相关性存在显著差别. NRM/ARM与ARM/κ没有显著相关性(图 7c), 而NRM/κ和ARM/κ在17~15ka, 13~10ka具有显著周期性(图 7d, 频次0.06, 0.08~1).这说明NRM/κ中仍然有未经消除的气候印记.
在直观上, NRM/ARM比NRM/κ与其它地磁场强度记录更相似, 在频谱分析中NRM/ARM没有显著轨道周期, 并且与归一参数和磁性矿物粒度没有显著相关性(图 7a, 7c), 所以符合地磁场强度应该独立于轨道调谐之外的认识[33].所有上述证据都表明非磁滞剩磁归一的地磁场强度有效去除了磁性矿物的含量、粒度和组成等的影响, 记录了可靠的地磁场强度.那么是什么原因导致不同归一参数地磁场强度之间的差异?针对这个问题, 我们研究了可能影响强度的岩石磁学和沉积学指标, 包括低温和室温磁化率比值反映的超顺磁(SP)颗粒含量, 沉积物剩磁中值退磁场反映的磁性矿物组成, 磁性矿物粒度以及碳酸钙含量和沉积物粒度变化等.在下面的章节中将详细讨论这些参数对地磁场强度的影响, 在此之前首先需要对4.1.2节中几个磁组构异常是否代表了扰动做出判断.
4.3.1 磁各向异性揭示的正常沉积组构是地磁场相对强度构建的首要前提海洋沉积的磁化率椭球体三个主轴方向可以用来指示底流流向[34]或者相对流速[35]的变化, 最重要的是可以识别出沉积物的扰动[36].在日本海南部钻孔中, 岩芯7.3m以下杂乱分布的K1和K3磁偏角和磁倾角揭示了浊流等扰动沉积[37].日本海北部钻孔的研究中也曾把形状因子Q(=(K1 -K2)/[(K1 +K2)/2-K3])大于0.67和K3磁倾角小于65°作为扰动沉积加以剔除[38].但是对于非固结的沉积物来说, Q更合理的解释是代表了椭球体是扁圆还是扁长(小于0.69为扁圆状, 而大于0.69为扁长状)[39].
钻孔在125ka以来的磁组构显示, L、F、iK1、iK3和Q似乎具有与氧同位素揭示的气候变化对应的关系(图 8).在末次冰期冰阶沉积中(MIS4), L和F均不发育, Q揭示磁化率椭球体有扁圆也有扁长状(图 8b, 8c, 8f), 不仅长轴有不同程度的倾斜, 而且短轴大多近平行面分布.另外, Q值一般在间冰期内间冰阶大于0.69, 表示在温暖时有利于扁长磁组构的发育, 比如在MIS5.5, 5.3, 5.1以及MIS3.3内(图 8f, 8g).磁组构与气候的对应变化表明, 这些看似异常的磁组构应该是由于沉积物性质的不同, 而非扰动的表现[40].短轴近平行且L>F的磁组构被称之为垂直磁线理[41], 其成因尚不清楚.但是该段沉积物记录的地磁场强度与其它记录的一致性为沉积物的原状性提供了证据.
到目前为止, 在沉积物地磁场强度讨论中鲜有关于磁化率各向异性的报道, 尤其是海洋沉积物中[41].这主要是因为相比于陆地沉积或者火成岩石, 海洋环境的物源或者沉积动力比较复杂, 其磁组构受到很多因素的制约[40].本文钻孔磁化率椭球体在MIS5期内(图 3b)长轴没有明显的优势方向, 短轴也没有明显的倾斜, 可能说明钻孔所在位置的底流比较弱; 而在末次冰期内, 磁化率椭球体方向分布杂乱, 可能说明其时底流发育和变化频繁(图 3a).尽管本文钻孔的磁组构参数各向异性不发育, 长短轴磁倾角、形状因子等与不同气候期的对应关系仍然反映出沉积物为原始沉积状态[40].
4.3.2 超顺磁颗粒(SP)液氮温度磁化率和室温磁化率比值κ77K/κ293K在125ka以来有明显的变化.末次间冰期的κ77K/ κ293K≤1, 末次冰期(MIS2-4)则大于1小于2(图 9a). κ77K/κ293K的低值区域主要在末次间冰期的特征与两个地磁场强度的最大差值区相当(图 9c), 差值大于0.2的区域主要位于末次间冰期和末次盛冰期.
通常情况下, 当温度从室温下降到液氮温度时, 有两个因素使磁化率降低, 一个因素使磁化率升高[42].磁铁矿在120 K向下发生磁晶形态的轻微转变(称为Verwey转换), 从立方体变成单斜晶系, 电子活动性降低[20], 所以磁化率会降低.室温下的具有超高磁化率的超顺磁行为会变成单畴行为, 使得磁化率降低.这是低温磁化率降低的两个因素.如果是顺磁性物质, 其磁化率在冷却后会升高, 并且服从居里定律κ=1/T(T为开氏温度), 即纯顺磁性物质其液氮(77K)磁化率是室温(293K)磁化率的3.81倍[43].如果没有顺磁性物质使得磁化率增加的话, 单畴颗粒的液氮磁化率和室温磁化率相同, 准单畴和多畴则由于Verwey转换磁化率降低使得κ77K/κ293K低于1[42].我们的结果显示, 在末次间冰期κ77K/κ293K小于1, 证明可能有SP颗粒存在(Verwey转换相同的话). SP颗粒使得磁化率升高, 而这些颗粒没有剩磁, 所以NRM/κ比NRM/ ARM要低.
为了确定κ77K/κ293K < 1反映的确实是超顺磁颗粒贡献而非Verwey转换的贡献, 我们计算了部分样品的超顺磁颗粒剩磁, 采用的方法是测量100s内失去的剩磁量[43].得到的结果显示(图 9b), 虽然在整个岩芯中都有SP存在, 但是在末次间冰期SP含量要明显高于其它时段.高SP段与上述的κ77K/ κ293K小于1以及强度最大差值段可以很好对比.这就证实了SP引起磁化率升高从而导致以磁化率作为归一参数的强度结果变低.我们也给出了0.5T下的高场下顺磁颗粒含量的估计(图 9b空心点), 最大的变化也是出现在末次间冰期, 它与SP的变化同步, 所以顺磁性物质的存在只会强化上述SP存在的证据.
4.3.3 碳酸盐含量沉积物中的碳酸钙是逆磁性物质, 其磁化率是负值[20], 所以当碳酸钙含量高时, 会降低磁化率数值, 也即稀释了磁化率信号[44].所以碳酸盐也可能影响地磁场强度.本孔碳酸钙含量为8.55%~31.12%, 在MIS5末期(MIS5.1)、MIS4后半期和MIS3大部分时期大于20%, 在末次盛冰期和MIS4前半期为低值(图 9d).
为了定量估算碳酸钙含量对磁化率的稀释作用, 我们计算了去除碳酸盐影响的磁化率数值, 其计算公式是κnc=κ/(1-carbonate%).虽然由于磁化率(2cm)和碳酸钙(16cm)的测量间隔不一致, 得到的κnc点不多(图 9e空心点), 但是我们仍然可以看到, 经过校正后的磁化率只有很小幅度的升高, 即使在碳酸钙含量最高的层位, κnc比κ增加了47%, 由于其磁化率数值较低, 校正前后的差别不大.这说明碳酸盐的稀释作用在本孔较小.而且经过校正的磁化率更大, 所产生的地磁场强度更低, 与NRM/ ARM以及标准地磁场曲线的偏离更大.所以碳酸钙含量不是产生本孔地磁场强度差异的主要因素.但是, 当碳酸钙含量较大时, 比如50%~60%时, 它可以很大程度上稀释磁信号, 造成磁信号的平滑[44], 在这种情况下, 碳酸钙的校正应该是必要的.磁化率和非磁滞剩磁揭示了磁性矿物含量在125~60kaB. P.增加(图 9e, 9f), 而碳酸钙代表的生物生产率在这段时间以低值为主(图 9d), 平均沉积速率在125~90kaB. P.的低值似乎与生物生产力降低一致(图 9i).
4.3.4 磁性矿物组成的变化沉积物天然剩磁交变场的中值退磁场(MDF)一方面可以由磁铁矿的粒度变细使其升高, 另一方面高矫顽力矿物的微量加入也使其显著增加.在本文钻孔中, MDF大于30mT仅出现在三个段落.第一个是在MIS2中(~40 mT), 第二个是在110ka附近, 第三个在红粘土中, 后两个增加不大(图 8g).疑似SD颗粒的加入仅使MDF稍有增加, 比如在110ka的MDF仅稍大于30 mT.而MIS2和红粘土层中的MDF显著升高到40mT则无疑是高矫顽力赤铁矿的贡献.在MIS2中, 岩芯描述发现其深度(0.1~0.35m)沉积物颜色为棕黄和灰黄色, 与下部的灰色沉积物界线明显.太平洋中部的研究表明, 在冰期时加强的冬季风可以把更多的风尘沉积带到太平洋中, 这些风尘沉积中有更多量的赤铁矿[45].末次盛冰期段内的红色调和增加的MDF与赤铁矿增加的推测相符.系统的粒度分析发现, 红粘土层表现为粘土粒级(小于4μm)少, 粉砂粒级(4~63μm)也少, 而砂粒级(大于63μm)明显增加.太平洋中的红粘土层通常认为是通过粉尘来自东亚物质的输入[46].如果此言不谬, 则表明在末次间冰期初期和末次盛冰期时到达西北菲律宾海地区的风尘物质要多一些.
4.3.5 磁性矿物粒度当磁铁矿大于SP和SD的边界粒度(0.01~0.03μm)而小于100μm(MD)时, 由于非磁滞剩磁和磁化率与颗粒度均成近线性关系, 前者随着粒度增加而迅速降低[20](原文Fig 12. 2), 而后者则随着粒度增大缓慢增加[47]; 前者降低的速率远远大于后者增加的速率, 因此这二者的比值大小可以敏感反映磁性矿物粒度大小变化:该比值越大则粒度越细.因为本文钻孔的粒度是处于PSD(1~15μm)范围, 所以可以通过ARM/κ比值了解磁铁矿粒度的变化.
磁性矿物粒度指标ARM/κ在125~10ka期间发生了极大的变化.除了在100~110ka之间的两个高值点外, 末次间冰期均是低值, 表明磁性矿物粒度粗.在末次冰期绝大部分时间内, 磁性矿物粒度都较细, ~50ka的粗粒度应为火山物质的体现.但是在MIS3的末期和MIS2, 磁性矿物粒度稍有增加(图 9h), 而与这个粒度变粗同时发生的是磁性矿物含量和MDF的增加(图 9e, 9f, 9g).沉积物常规粒度分析基本与ARM/κ呈现一致的变化规律(图 9h无点线).一个差异段是在110ka附近, ARM/κ表明磁性粒度很细(对应于沉积物平均粒径5μm), 而沉积物全样粒度较粗.在图 4c中样品37-24处于最细端, 也说明此处的颗粒比较细.不难发现在粒度变化与地磁场差异之间存在极强的线性相关性(R2=0.88, n=62):磁性矿物粒度越粗差值向正方向增加, 越细差异向负方向增加(图 10a), 因此大于90%的强度差异是磁性矿物粒度差异造成的.超顺磁颗粒与该差值也存在一定关系, 但是对比点较少(图 10b), 目前得不到确定的结论. Hofmann & Fabian(2009)也发现在众多因素中, 磁性矿物粒度对强度的影响最大.磁性矿物在PSD范围对于高质量的地磁场强度来说可能过于宽泛.
之前未见SP颗粒可能影响地磁场强度的报道.在本文钻孔中, 末次间冰期SP含量比末次冰期明显富集表明物源输入的变化.显然NRM/κ受到了这个因素的影响.剩磁参数的比值NRM/ARM则避免了SP的影响, 因此获得了比较好的地磁场强度结果.最高30%的碳酸钙含量没有显著影响磁化率数值, 但是在含量更高的沉积物中可以考虑用去除了碳酸钙的磁化率来作为归一参数获得地磁场强度.虽然主要位于PSD范围内, 本文钻孔磁性矿物粒度的较大变化仍然是产生不同强度参数差值的最主要因素, 由于粉尘通量变化造成的磁性矿物组成变化对强度的影响不大.本文的主要结论是:
(1) 磁化率各向异性可以用来判断菲律宾海北部沉积物的原状与否, 但是一定要结合各种参数来做综合判断.尤其当各向异性度很低时, 可能会出现长轴或者短轴倾角与正常状态的偏离.
(2) 非磁滞剩磁是钻孔37较好的归一参数, 其产生的地磁场强度具有与邻近和全球综合曲线一致的变化规律.频谱分析未发现该强度参数中的轨道周期, 这与前人地磁场强度不应受轨道调谐的结论吻合.本文钻孔记录的地磁场强度可以作为时间标尺使用, 与氧同位素地层一致.
(3) 在超顺磁含量和顺磁性含量被气候所调控的沉积物中, 用磁化率作为归一参数的地磁场强度仍然具有气候信号的影响, 因为超顺磁的较大含量并不能反映到天然剩磁上, 因此其信号仍然保留在强度中.用频谱分析可以发现这些未经消除的气候信号.
(4) 磁性矿物粒度在假单畴内大范围的变动是产生地磁场强度差值的最主要原因.不能载有剩磁的超顺磁和顺磁性粘土矿物的富集以及磁性矿物粒度较粗共同形成了最大的地磁场强度差值.因此如何有效消除磁性矿物粒度大小对强度估算的影响是下一步工作要解决的问题.
致谢本工作样品由中国大洋样品馆提供.作者感谢吕连清博士(原中国科学院地质与地球物理研究所博士后)在古地磁样品测量、赵泉鸿老师和成鑫荣老师(同济大学)在有孔虫挑选和测量上的支持.感谢田军教授(同济大学)在谱分析和相关系数分析中的帮助和中山大学杨小强教授提供数据.感谢朱日祥老师引导作者开始了地磁场相对强度研究.感谢国家留学基金委和挪威研究委员会在作者访挪期间的资助.由于本次研究是首次进行地磁场强度研究, 所以在样品采取和测量过程中出现很多遗憾, 比如由于采用长条样品管取样, 未能获得饱和等温剩磁作为第三个归一参数.由于样品磁性弱和仪器不稳定, 0.1档的高频磁化率测量未能获得.各项参数的测量间隔不统一也给数据的对比分析带来很多障碍.
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