地球物理学报  2015, Vol. 58 Issue (7): 2445-2459   PDF    
兰州盆地渐新世沉积物岩石磁学性质探究
张鹏1,2, 敖红1, 安芷生1, 王千锁1,3
1. 中国科学院地球环境研究所, 黄土与第四纪地质国家重点实验室, 西安 710061;
2. 中国科学院大学, 北京 100049;
3. 南京师范大学地理科学学院, 江苏省环境演变与生态建设重点实验室, 南京 210046
摘要:我国西北地区出露大量富含哺乳动物化石的"第三纪红层", 探明这些地层的岩石磁学特征对进一步开展磁性地层、环境磁学和古气候学研究具有重要意义. 本文对青藏高原东北缘兰州盆地渐新世地层进行了详细的岩石磁学研究, 分别确定了咸水河组下部砂岩和泥岩中磁性矿物含量、种类及其在加热过程中的转变; 并结合X射线衍射, 漫反射光谱和粒度分析等非磁学手段, 揭示了磁性矿物种类与沉积环境的关系. 结果表明, 剖面底部和顶部的砂岩为河道沉积, 磁性矿物含量较低, 主要为高矫顽力的赤铁矿和针铁矿; 中部泥岩为湖相沉积, 指示了一个相对稳定的静水沉积环境, 其磁性矿物含量比砂岩要高, 不仅含有高矫顽力的赤铁矿和针铁矿,也含有低矫顽力的磁铁矿. 在岩石磁学和环境磁学结果的基础上,结合野外考察和古生物证据, 我们推测兰州盆地在晚渐新世为半湿润半干旱的气候条件, 这为赤铁矿的生成提供了有利条件, 导致盆地中富含赤铁矿的红色泥岩广泛发育.
关键词岩石磁学     环境磁学     兰州盆地     第三纪红层    
Rock magnetism properties of Oligocene sediments in the Lanzhou Baisn
ZHANG Peng1,2, AO Hong1, AN Zhi-Sheng1, WANG Qian-Suo1,3    
1. State Key Laboratory of Loess and Quaternary Geology, Institute of Earth Environment, Chinese Academy of Sciences, Xi'an 710061, China;
2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China;
3. Key Laboratory of Environmental Evolution and Ecological Construct of Jiangsu Province, College of Geography Science, Nanjing Normal University, Nanjing 210046, China
Abstract: The Lanzhou Basin, located in the convergence zone of monsoon region of southeast China and arid region of northwest China, has the potential to reveal the onset time of aridification in Central Asia and the evolutionary history of East Asia monsoon. Its well developed mammalian fossil-bearing Cenozoic sequences provide valuable material to understand the chronology of the strata and the environmental evolution of the NE Tibetan Plateau. Here we present detailed rock magnetic results from the Duitinggou section in the Lanzhou Basin to explore the relationship between the magnetic minerals and sedimentary environment.
Environmental magnetic parameters, e.g., low field magnetic susceptibility (χlf), percentage of frequency dependent magnetic susceptibility (χfd%), susceptibility of the anhysteretic remanent (χARM), saturation isothermal remanent magnetization (SIRM) and high coercivity (hard) remanent magnetization (HIRM*) were measured to identify the content of the magnetic minerals and the variation of these magnetic minerals in different lithologies. Rock magnetic measurements (e.g., temperature dependence of magnetic susceptibility (χ-T), isothermal remanent magnetization (IRM) and hysteresis loops) were carried out to explore the type of the magnetic minerals. Moreover, non-magnetic methods (e.g., X-ray diffraction (XRD) and diffuse reflection spectrum (DRS)) were employed to discriminate the magnetic minerals. The grain-size analysis helps to distinguish different sedimentary environment.
The values of χlf, χfd%, χARM, SIRM and HIRM* of the sandstone are much lower than that of mudstone, which indicates the relatively low concentration of the total magnetic minerals in the sandstone. The χfd% is less than 5% and varies with the content of the magnetic minerals, suggesting the low concentration of the superparamagnetic particles (SP) in the section. The sharp drop of χ at 500~600 ℃ in the heating curves indicates the presence of magnetite. All samples have an increased χ during cooling after heated to 700 ℃, which may result from the neoformation of the fine-grained magnetic minerals. Furthermore, the XRD results show that chlorite provides iron source (Fe2+) or reducing agent for newly formed fine-grained ferrimagnetic minerals, which leads to increased χ. The component analyses of IRM acquisition curves suggest that both low-coercivity component and high-coercivity component contribute to the acquired IRM, in which the high-coercivity component accounts for more than 69%. Consistent with these rock magnetic results, the hysteresis loops of the mudstone samples is wasp-waisted and not closed at 800 mT, which indicates that both high and low coercivity components exist in the mudstone. But the hysteresis loops of the sandstone are thin and less wasp-waisted, indicating the dominance of high coercivity component. The second derivative spectra of DRS display a higher content of hematite and goethite in the mudstone than in the sandstone. The grain-size parameters imply a fluvial sedimentary environment for the sandstone and lacustrine facies for the mudstone.
The concentration of magnetic minerals in the sandstone is low, and dominated by high-coercivity component (goethite and hematite). The magnetic minerals in the sandstone is related to a fluvial reduction condition, which are dissolved or converted to weak magnetic minerals, leading to the low concentration of magnetic minerals. The mudstone contains more magnetic minerals, including low coercivity (magnetite) and high-coercivity (hematite and goethite) component. We speculate that the mudstone is lacustrine facies according to the field investigation and grain-size analysis. The semiarid environment in the Lanzhou Basin gives rise to the formation of the hematite in the surface soil and enhances the erosion of the surface soil (with extremely weak pedogenesis), thus providing the lake with detrital deposit rich in hematite.
Key words: Rock magnetism     Environmental magnetism     Lanzhou Basin     Tertiary red beds    
1 引言

兰州盆地新生代地层出露良好,并且蕴含大量哺乳动物化石(邱占祥等,1997; 王伴月和邱占祥,2000; 颉光普,2004; Qiu et al.,2013),在第三纪(古近纪和新近纪)地质学、古生物学、地层学、古气候学和古地磁学等研究领域都占有举足轻重的地位(Flynn et al.,1999; Yue et al.,2001; 岳乐平等,2003; 颉光普,2004; Miao et al.,2013; Qiu et al.,2013). 同时,兰州盆地地处我国西北干旱区和东南季风湿润区的过渡地区,也是西风带与季风带的交汇处,独特的地理位置为研究亚洲内陆干旱化,东亚季风演化及其与西风之间的相互关系提供了材料.

目前,已经有学者在兰州盆地咸水河组及其周边的“第三纪红层”进行了古生物、沉积构造、古地磁、磁性地层和古环境等相关研究(Flynn et al.,1999; Yue et al.,2001; 岳乐平等,2003; 颉光普,2004; Miao et al.,2013; Qiu et al.,2013),在取得重要认识的同时也存在一些争议. 例如,在整个陇中盆地,关于渐新世红色泥岩(临夏盆地塔拉组,西宁盆地谢家组和兰州盆地咸水河组)的成因目前还存在争议,有学者根据地质调查和沉积环境判断其为湖相沉积(Fang et al.,2003; 岳乐平等,2003; Abels et al.,2011). 近年来,也有学者根据同位素示踪、粒度分析和元素分析等结果提出陇中盆地的红泥岩与中国黄土高原底部红粘土同为风成沉积(Garzione et al.,2005; 张月宝等,2012; Zhang et al.,2014).

沉积物中磁性矿物的形成、搬运、沉积和改造过程都受到外界环境的影响,环境磁学正是一门对上述过程进行反演的学科(Verosub and Roberts,1995; Dekkers 1997; Liu et al.,2012; 邓成龙等,2007). 目前环境磁学因测试方便、简单、快捷等优点而被广泛用于海洋沉积物、现代湖泊沉积物和中国黄土—古土壤序列之中,并且取得了重要成果. 例如,中国第四纪黄土—古土壤序列的磁化率曲线可以作为东亚夏季风的替代性指标,与深海氧同位素对比,从而揭示出中国粉尘堆积、季风与全球冰量存在密切联系(An et al.,1991; Ding et al.,2002). 我国西部第三纪红层广泛发育且成因和来源复杂,这导致环境磁学在其中的应用受到一定限制.为了更好地将环境磁学应用于第三系红层研究中,首先需要对沉积物进行详细的岩石磁学研究,全面了解沉积物中磁性矿物的成分和来源等基本特征.

本研究选择兰州盆地东南的对亭沟剖面,对出露的咸水河组下部沉积地层开展了详细的岩石磁学工作,并配合漫反射光谱分析和粒度分析等手段,对兰州盆地咸水河组沉积物的磁学特征、形成过程和沉积环境等进行了探讨,为在该地区开展磁性地层工作和古气候研究工作提供了重要参考.

2 地质背景与实验材料

兰州盆地是陇中盆地的次级盆地(图 1a),其古近纪和新近纪地层主要分布于黄河以北,西至野狐城,向东延伸至朱家井—高山村一线(岳乐平等,2003). 自下而上,兰州盆地的新生代地层单元包括: 西柳沟组、野狐城组、咸水河组和临夏组. 底部的西柳沟组是一套以河流相为主的桔红色块状疏松砂岩沉积,其角度不整合于下伏白垩统河口群之上. 中部的野狐城组是紫红色泥岩与砂岩互层,以中下部含石膏夹层为特征,是一套典型的湖相沉积(翟毓沛和蔡体梁,1984). 上部的咸水河组以褐黄、棕红色砂质泥岩为主,前期地质调查工作认为其是一套河湖相沉积,咸水河组底部和中部分别为标志性的厚层黄色砂岩和白色砂砾岩,这两层砂岩之间还有一套巨厚的红色泥岩沉积(翟毓沛和蔡体梁,1984)(图 1b图 1c). 但是最近也有研究认为其中的红色泥岩可能为风成沉积(张月宝等,2012; Zhang et al.,2014).临夏组则以红色泥岩与锈黄色砂砾岩互层为特征. 自20世纪70年代以来,在兰州盆地的咸水河组发现了大量哺乳动物化石. 在下咸水河组底部的黄色砂岩和巨厚红色泥岩分别产出南坡坪动物群和峡沟动物群; 中咸水河组底部的白色砂砾岩产出庙嘴子动物群和张家坪动物群,中部的红泥岩中的砂岩条带产出对亭沟动物群(邱占祥等,1997; 颉光普,2004; Qiu et al.,2013). 这些哺乳动物群为兰州盆地年代框架的建立提供了重要参考,也为兰州盆地古气候的研究工作提供了重要依据.

图 1 兰州盆地位置图(a)和对亭沟剖面野外照片(b,c) Fig. 1 Location of the Lanzhou Basin(a),and field photographs of the Duitinggou section(b,c)

本文研究的对亭沟剖面(36.21°N,103.61°E)位于兰州市皋兰县境内,距离兰州市区26 km(图 1a). 样品的采集工作集中在中咸水河组下部的白色砂砾岩和下咸水河组的红色泥岩和黄色砂岩(图 1b图 1c),采样剖面厚度约170 m,剖面底部为咸水河组与野狐城组的界线. 泥岩的采样间隔为10 cm,砂岩的采样间隔约为50 cm,砾石层采样间隔为2 m. 根据前期的生物地层学研究,本剖面的年代为晚渐新世至早中新世最早期,而Yue等(2001)的磁性地层结果表明,咸水河组和野狐城组的界线落在C12r极性带的上部,年代大约为31.5 Ma,与生物地层学吻合较好.

3 实验方法

首先从野外采集的每一个样品中都取约10 g粉末样品烘干后装入无磁立方体盒子(边长为2 cm)中,称取质量后用Bartington MS2型双频(4650 Hz和465 Hz)磁化率仪对样品分别进行高频磁化率(质量归一化为χhf)和低频磁化率(质量归一化为 χlf)测量,并计算了频率磁化率百分比 χfd% (χfd %=(χlf- χhf)/χlf×100%). 随后将样品置于峰值为100 mT的交变退磁场中叠加一个稳定的大小为0.05 mT的直流场(H)从而获得其非磁滞剩磁(ARM),用2G-755型超导磁力仪完成剩磁测量,并计算了ARM磁化率(χARM= ARM/H,其中ARM为单位质量的样品获得的非磁滞剩磁). 最后对样品进行了等温剩磁(IRM)测量,利用ASC IM-10-30脉冲磁化仪对样品分别加300 mT和2500 mT的脉冲磁场,然后在零磁空间利用AGICO公司生产的 JR-6A双速自动旋转磁力仪分别完成剩磁测量. 定义IRM300 mT和SIRM分别为样品在300 mT和2500 mT下的IRM,并且根据这两个值计算了软磁性矿物所占比例S*-ratio(S*-ratio=IRM300 mT/SIRM)和硬磁性矿物的等温剩磁HIRM*(HIRM*= SIRM-IRM300mT).

根据整个剖面磁化率,ARM和S*-ratio等的变化特征,取代表性样品进行了等温剩磁(IRM)获得曲线,磁化率随温度变化曲线(χ-T曲线)和磁滞回线的测试.等温剩磁获得曲线利用ASC IM-10-30脉冲磁化仪对样品加恒定的直流场,加场步骤为33步,所加最大磁场为2500 mT,用JR-6A双速自动旋转磁力仪分别完成每一步的剩磁测量.χ -T曲线的测量采用AGICO公司生产的MFK1 FA型卡帕桥多频磁化率仪进行测量,加热区间为40 ℃~700 ℃,为避免加热过程中受到空气的氧化,测试在氩气环境下进行. 磁滞回线的测量在VSM 3900变梯度磁力仪上完成,测量所加最大场为1 T,测量间隔为8 mT,并且根据曲线在800~1000 mT之间的斜率,计算了顺磁磁化率χp.

进行漫反射光谱(DRS)测试时,首先将样品烘干,并研磨至200 目以下,称取约5 g样品,以聚乙烯作为固定剂,在压样机上压成圆饼状,然后在Cary 4000紫外—可见分光光度计进行光谱扫描和测量,扫描范围为400~700 nm,扫描间隔1 nm,扫描速度为600 nm/min. 在进行X射线衍射实验之前,我们还利用强磁铁对样品进行了磁选: 首先将样品略微研磨,用称量纸包裹在强磁铁表面,将样品中的磁性矿物吸附至称量纸表面,然后将磁铁移开,收集称量纸上的颗粒,反复进行以上操作,直至收集到足够的粉末样品. X射线衍射分析用荷兰帕纳科公司的 X′pert Pro 衍射仪(铜靶)进行,测量之前将样品研磨过200 目,扫描速度为 2°/min,扫描范围为 5°~60°. 进行粒度测试之前采用较彻底的前处理方法(鹿化煜和安芷生,1997),以除去与成壤作用有关的有机质、碳酸盐和粘土矿物等. 粒度测试所用仪器为Mastersizer 2000全自动激光粒度仪,测量范围为0.02~2000μm.

以上所有实验均在中国科学院地球环境研究所黄土与第四纪地质国家重点实验室完成.

4 实验结果 4.1 磁学参数随深度变化特征

磁化率与磁性矿物的类型和含量密切相关(刘青松和邓成龙,2009; Liu et al.,2012). 铁磁性和亚铁磁性矿物(如单质铁,磁铁矿和磁赤铁矿)的磁化率较高; 反铁磁性矿物(如赤铁矿和针铁矿)的磁化率较低. 对亭沟剖面的低频磁化率值在0~20×10-8 m3/kg间变化. 砂岩和砂砾石岩层位,磁化率非常低,普遍小于8×10-8 m3/kg,在部分层位磁化率值与顺磁性磁化率 χp接近(图 2b). 与砂岩和砂砾石岩相比,泥岩层位的磁化率值相对较高,基 本都大于8×10-8 m3/kg,最高为~20×10-8 m3/kg(图 2b). 剖面中较低的磁化率表明铁磁性矿物如磁铁矿、磁赤铁矿含量较低,特别是在砂岩层位. 此外,磁化率还与磁性颗粒的粒径、测量的温度和所用频率有关. 当变动测量频率时,只对在超顺磁/单畴临界点附近的颗粒影响最大,因此频率磁化率作为两个频率磁化率的差值,是用来鉴别样品中超顺磁(SP)颗粒(一般为20~25 nm)的有效指标(Thompson and Oldfield,1986; 刘青松等,2007).对亭沟剖面的频率磁化率都低于5%(图 2c),频率磁化率随深度变化曲线呈现出与低频磁化率相似的变化特征,说明沉积物中所含的SP颗粒含量比较低,频率磁化率值可能主要受控于样品中磁性矿物总体含量的变化.

图 2 对亭沟剖面环境磁学参数和平均粒度粒度随深度变化(a)岩性;(b)低频磁化率(χlf用圆点表示)和顺磁性磁化率(χp,用正方形表示);(c)频率磁化率百分比(χfd);(d)非磁滞剩磁磁化率(χARM);(e)饱和等温剩磁(SIRM);(f)HIRM*;(g)S*-ratio;(h)平均粒径. Fig. 2 Variations of environmental magnetic parameters and mean grain-size versus depth (a)Lithology;(b)Low field magnetic susceptibility(χlf,points) and paramagnetic magnetic susceptibility(χp,squares);(c)Percentage of frequency dependent susceptibility(χfd);(d)Susceptibility of the anhysteretic remanent(χARM);(e)Saturation isothermal remanent magnetization(SIRM);(f)Hard isothermal remanent magnetization(HIRM*);(g)S*-ratio;(h)Mean grain-size.

SP颗粒对χARM没有贡献,粗颗粒磁性矿物(如多畴(MD))对χARM的贡献也比细颗粒磁性矿物(如单畴(SD)和假单畴(PSD))要小很多,因此可以用χARM来衡量样品中细粒磁组分的含量. 整个剖面 χARM的变化特征与磁化率类似,在砂岩层较低,在泥岩层较高(图 2d). 所以细颗粒磁性矿物的含量与磁性矿物总体的含量变化趋势相同. 将两个岩性单元的 χlf为横坐标,χARM为纵坐标,分别做散点图(图 3a),从图上可以看出,虽然在砂岩和泥岩层的斜率不同,但两个层位散点的分布均显示出较好的线性关系.χlf与SIRM散点图的线性关系也较好(图 3b),表明样品磁化率与样品中磁性矿物含量较一致.

图 3 (a)χARMχlf散点图;(b)SIRM与 χlf散点图. 实心(空心)圆代表泥岩(砂岩) Fig. 3 Scatter plots ofχARM versusχlf(a) and SIRM versusχlf(b). Solid(open)circles represent mudstone(s and stone)

SIRM主要反映了磁性矿物含量的变化,其值也表现出在泥岩层位高,砂岩层位低的特征(图 2e),这说明泥岩中磁性矿物含量相对较高. HIRM*主要反映高矫顽力磁性矿物(如赤铁矿和针铁矿)含量的变化,在剖面中也表现出在泥岩层位高,砂岩层位低的特征(图 2f),说明泥岩中高矫顽力磁性矿物含量比砂岩的要高. S*-ratio可反映低矫顽力磁 性矿物与高矫顽力磁性矿物相对含量变化(Thompson and Oldfield,1986). 泥岩的S*-ratio值较稳定,在0.5左右(图 2g),表明低矫顽力组分含量较低,高矫顽力组分含量较高; 砂岩样品则波动较大,表明其磁性矿物含量变化复杂.

从以上分析可以看出,泥岩层位的磁化率、ARM磁化率和SIRM等相比砂岩层位明显要高,指示了这两种岩性具有不同的磁性矿物特征. 因此,为了探究其磁性矿物种类、含量等特征,我们选择两种岩性的代表性样品进行了详细的岩石磁学、X射线衍射和漫反射光谱分析.

4.2 岩石磁学特征 4.2.1 磁化率随温度变化特征

磁化率随温度变化(χ-T)曲线能够准确记录样品中磁性矿物特征及其在加热和冷却过程中的转变特征,因此被广泛用来识别沉积物中的磁性矿物(Hrouda,2007). 砂岩样品在加热到500 ℃之前,磁化率持续降低(图 4a,4b),这可能是样品中存在大量顺磁性颗粒所导致(Butler,1992). 泥岩和砂岩样品的磁化率在加热到500~600 ℃显著降低,这与磁铁矿的广泛存在是一致的. 亚铁磁性的磁铁矿磁化率比赤铁矿和针铁矿要高两个数量级,因此在磁化率随温度变化过程中,赤铁矿和针铁矿的磁化率变化特征往往被磁铁矿的特征所掩盖. 四个样 品中只有深度为42.2 m的泥岩样品在加热到600~700 ℃ 时磁化率显著降低,反映了赤铁矿对样品磁化率的贡献(图 4c). 部分样品在加热到600 ℃以上 时磁化率略微升高(图 4a,4b),这可能是由于样品的整体磁化率非常低时,仪器背景值的相对贡献增加引起的噪音. 经过加热后,样品磁化率都有所升高,表明在加热过程中,有新的亚铁磁性矿物生成(Ao et al.,2009).

图 4 典型样品的磁化率随温度变化曲线(χ-T曲线)红色实线(蓝色虚线)代表加热(冷却)曲线. Fig. 4 Temperature dependence of magnetic susceptibility for typical samples Red solid(blue dashed)lines represent heating(cooling)curves.
4.2.2等温剩磁获得曲线及其组分分离

样品的IRM在外场从0增加到300 mT过程中快速增高,在300 mT时的剩磁强度达到总强度的一半左右(图 5),这与样品中含有软磁性(低矫顽力)矿物(磁铁矿)是一致的. 然而,IRM随外加磁场继续逐步增加至2500 mT的过程中也呈现逐步增加的趋势,并且在2500 mT时也未到达饱和,这表明样品中含有硬磁性(高矫顽力)矿物(赤铁矿和针铁矿). 为了定量分析样品中高矫顽力磁性矿物的贡献,我们采用改进过的累积对数高斯模型(CLG)(Stockhausen,1998; Kruiver et al.,2001)对样品的磁性组分进行了分离(图 5表 1). 结果显示,样品软磁性组分对IRM的贡献都在20%以下,证明硬磁性组分在样品中占主导. 砂岩样品的高矫顽力组分的矫顽力特别高(>2000 mT); 而泥岩样品的高矫顽力组分的矫顽力却不突出,在600 mT左右(表 1). 这可能是因为砂岩中磁性矿物含量低,高矫顽力组分往往会主导某一层位的磁学性质. 例如,当样品中只含有矫顽力非常高的针铁矿(矫顽力可达几十特斯拉(Dekkers,1989))会表现出很强的高矫顽力特征. 而泥岩里磁性矿物含量相对较多,表现出来的总是混合的磁性矿物的特征.

图 5 典型样品的等温剩磁获得曲线、线性获得曲线和梯度获得曲线 Fig. 5 Isothermal remanent magnetization(IRM)acquisition curves,linear acquisition plots and gradient of acquisition plots for typical samples

表 1 典型样品饱和等温剩磁获得曲线CLG模型拟合参数值 Table 1 Parameter values of IRM Coercivity components of the modelled samples
4.2.3 磁滞特征

不管是砂岩中的样品,还是泥岩中的样品,都显示了大量顺磁性颗粒的贡献(图 6a-6d),在经过顺磁矫正(校正系数为70)后,典型样品的磁滞回线如图 6e-6h所示. 总体来看,砂岩样品和泥岩样品展示出截然不同的磁滞特征. 砂岩样品在500~800 mT 之间闭合,且只具有轻微的细腰特征(图 6e,6f),这表明样品中高矫顽力组分对剩磁贡献相对较大. 而泥岩样品都具有非常明显的细腰特征(图 6g,6h),而且在800 mT还未完全闭合,说明高矫顽力组分和低矫顽力组分同时对泥岩样品的剩磁有贡献(Roberts et al.,1995).

图 6 典型样品磁滞回线特征(Ms为磁化强度)(a—d)原始数据;(e—h)顺磁矫正后数据. Fig. 6 Hysteresis loops for typical samples(Ms,magnetization)(a—d)Raw data;(e—h)Data after paramagnetic adjustment.
4.3 X射线衍射分析

为了判断样品中矿物种类,我们选取代表性样品进行了X射线衍射分析,并且用强磁铁对样品进行了磁选,对磁选出的样品也进行了X射线衍射分析. 泥岩层位全样和磁选过的样品差异并不大,都以石英、长石、方解石和粘土矿物(绿泥石和伊利石)为主. 但是对于砂岩样品,磁选前只有石英、长石和方解石的峰,磁选过的样品还出现了粘土矿物的信息. 然而可能因为样品中磁性矿物含量太低,并没有在泥岩和砂岩中检测到磁性矿物的峰(图 7). 另外,我们对测试过χ-T曲线的样品也进行了X射线衍射分析,用来区分磁化率随温度升高而引起的磁性矿物的转变. 将加热前后的曲线对比,发现加热后的曲线中绿泥石对应的特征峰都消失了,这说明在氩气环境加热下,绿泥石发生了分解,分解出来的铁可能为新生成的磁铁矿提供了铁源(Ao et al.,2009)或者充当了赤铁矿向磁铁矿转变的还原剂(Zhang et al.,2012).

图 7 典型样品加热前后X射线衍射图谱对比(Ch,绿泥石; i,伊利石; Q,石英; Cal,方解石; Fd,长石) Fig. 7 XRD spectra for typical unheated and heated samples(Ch,chlorite; I,illite; Q,quartz; Cal,calcite; Fd,fieldspar)
4.4 漫反射光谱分析

漫反射光谱分析(DRS)可以有效鉴定样品中赤铁矿和针铁矿的相对含量(Deaton and Balsam,1991; Scheinost et al.,1998).对漫反射光谱进行二阶求导,二阶导数中424 nm和535 nm附近的波谷和其后一个波峰的差值定义为I424和I535,可以分别用这两个值来代表样品中针铁矿和赤铁矿的 含量(Scheinost et al.,1998; Torrent et al.,2007). 从图 8可以看出,砂岩样品的I424值和I535值均比泥岩样品低很多,表明泥岩中赤铁矿和针铁矿的含量比砂岩中的含量要高.

图 8 典型样品漫反射光谱的二阶导数图谱 I424(I535)代表针铁矿(赤铁矿)峰值. Fig. 8 Second derivative spectra of typical samples I424(I535)represents b and intensity of the goethite(hematite).
4.5 粒度分析

对碎屑沉积物的粒度分析可以作为判断其沉积环境和沉积动力的重要依据(Folk and Ward,1957; Visher,1969; Lu et al.,2001). 本剖面20~40 m 的砂岩砾石层未进行粒度测试,其余层位的平均粒径为8~200 μm(图 2h),泥岩样品较细,平均为10~20 μm,砂岩层样品较粗,为20~200 μm. 从粒度分布曲线(图 9)可以看出: 泥岩样品在0.5 μm处存在一个峰值,在5~50 μm之间出现第二个峰值,呈现出典型的双峰分布,表明其物源相对单一,而且颗粒较细. 砂岩样品在0.5~1000 μm之间存在若干峰值,显示了多峰分布的特征,表明沉积物来源广泛,这与河流相沉积的特征相吻合. C-M图是利用粒度特征与沉积动力的关系绘制而成的一种成因图解,CM分别代表样品累积含量为1%和50%时对应的粒径(Passega,1964). 在判断沉积环境时,可以将样品的数据投影到C-M图上,通过与已知沉积环境的投影对比来大致推测其沉积环境和沉积过程中的动力条件. 泥岩样品的投影位于均匀悬浮与远洋悬浮之间,而砂岩样品位于递变悬浮与均匀悬浮之间(图 10),说明这两种岩性的沉积动力与沉积环境有着显著区别.

图 9 典型样品的粒度分布曲线 Fig. 9 Particle-size distributions of typical samples

图 10 对亭沟剖面样品的C-M分布图 CM分别代表样品累积含量为1%和50%时对应的粒径,三角形(圆形)代表砂岩(泥岩)样品. Fig. 10 C-M plots of the samples in the Duitinggou sectionC and M represent the grain-size corresponding to the cumulative contents of 1% and 50% respectively. Triangles(circles)represent s and stone(mudstone)samples.
5 讨论 5.1 泥岩和砂岩岩石磁学性质差异

兰州盆地咸水河组红泥岩的磁化率特征与兰州 盆地南部的南山和凤凰山剖面(Zhang et al.,2014)的红泥岩,以及西宁盆地塔山(Zhang and Guo,2014)和谢家剖面(脱世博等,2013)的红泥岩类似,平均值都在10-8 m3/kg量级(图 2b). 这表明,第三纪红层大都表现出较低的磁化率. 沉积物中磁化率的贡献主要来自亚铁磁性矿物(如磁铁矿). 虽然反铁磁性矿物(如赤铁矿和针铁矿)也对磁化率有贡献,但比亚铁磁性矿物要低几百倍,因此它们对样品总磁化率的贡献通常不大(刘青松和邓成龙,2009).

泥岩S*-ratio的值稳定在0.5左右,表明亚铁磁性矿物相对含量稳定(图 2g). IRM获得曲线组分分离结果(图 5表 1)表明,泥岩样品可以分为一个低矫顽力组分(B1/2约为30 mT)和一个高矫顽力组分(B1/2约为600 mT),并且高矫顽力组分对IRM的贡献比较高,在80%以上. 此外,泥岩样品的磁滞回线表现出强烈的细腰特征(图 6c,6d),这也证明样品中存在两种矫顽力差距较大的组分(Roberts et al.,1995; 敖红,2008). 漫反射光谱对于高矫顽力反铁磁性的赤铁矿和针铁矿十分敏感,从泥岩样品二阶导数图谱可以看出,赤铁矿和针铁矿的峰都比较明显(图 9a,9b),表明这两种磁性矿物在泥岩中大量存在. 针铁矿和赤铁矿对于磁化率的贡献都比较低,但是针铁矿对于SIRM的贡献又 要比赤铁矿低将近一个数量级(Peters and Dekkers,2003),因此我们认为高矫顽力的贡献主要来自赤铁矿,针铁矿的贡献只有在赤铁矿含量很低时才体现出来.

因此可以判断,泥岩中含有少量磁铁矿,但是因为其较高的磁化率,还是主导了样品磁化率的变化. 另外,赤铁矿和针铁矿在样品中也大量存在,虽然在χ-T曲线上不容易表现出来,但是在IRM获得曲线,磁滞回线和漫反射光谱上还是可以鉴别出来. 针铁矿在沉积物中可以使沉积物颜色变黄,但是如果其中再混入红色的赤铁矿,这就很容易把其他颜色覆盖,而整体展现出红色(Scheinost and Schwertmann,1999; Chen et al.,2002). 正是由于赤铁矿在我国西部第三纪红层中普遍存在,才导致其颜色发红.

砂岩样品的磁化率和SIRM都较低(图 2b,2e),这表明其中磁性矿物总量和亚铁磁性矿物含量都很低. 从χ-T曲线上可以判断出少量磁铁矿在砂岩样品中的存在. IRM组分分离结果显示其硬磁性组分具有较高的矫顽力(表 1). 其磁滞回线也表现出顺磁性矿物的特征(图 6a,6b),但是经过顺磁矫正,在500~800 mT之间已经闭合,而且细腰特征不强烈,表明其中虽然存在高矫顽力和低矫顽力磁性矿物,但是这两种磁性矿物的含量差异相对较大. 漫反射光谱的二阶导数图谱显示(图 8a),砂岩样品的I535和I424值比泥岩低很多,表明砂岩中赤铁矿和针铁矿的含量都比泥岩低. 但是对于某些砂岩样品(图 8),其赤铁矿含量非常少,但是针铁矿含量稍高,所以导致其IRM获得曲线值虽然很低,但是高矫顽力分量矫顽力尤其高(表 1). 基于以上分析,砂岩中磁性矿物含量很低,含有极少量磁铁矿,赤铁矿和针铁矿在砂岩中分布不均,部分层位针铁矿含量较高.

5.2 磁性矿物特征与沉积环境演变

首先我们根据野外观测的沉积特征和实验室的粒度分析结果来大致判断其沉积环境. 研究剖面底部(即下咸水河组底部)的黄色砂岩具交错层理,分选差,中间夹杂较多小砾石. 研究剖面顶部(即中咸水河组底部)的若干层白色砂岩也具交错层理,但是分选好,磨圆度也较高. 砂岩样品的频率分布曲线显示了多峰分布的特征(图 10a),是典型的河道沉积的特征. 砂岩样品粒度参数在C-M图的投影,位于递变悬浮和均匀悬浮之间. 因此,这两种砂岩都属于河道沉积,但是黄色砂岩以粗砂-中砂为主,属于近源河道,白色砂岩以细砂为主,属于远源河道(岳乐平等,2003). 底部的黄砂岩因为有若干层黄色粗砂岩而得名,但是其主体颜色依旧是青灰色(图 1c),这和白砂岩相似(图 1b),从颜色我们就可以看出砂岩应该是处于还原沉积环境. 在砂岩沉积中,大量细粒磁性矿物被溶解,沉积下来的磁性矿物又长期处于还原环境,所以会导致其中的亚铁磁性矿物逐渐转变为铁的硫化物或者氢氧化物(Ao et al.,2010; 刘秀铭等,2007),因而导致其磁性矿物 含量低,这很可能是砂岩样品磁化率低的重要原因.

通过对研究剖面中部(即下咸水河组)的红泥岩进行的详细野外调查,我们发现其岩性质地均一,无沉积层理,说明沉积过程比较稳定. 泥岩的平均粒度较细,虽然与黄土高原红粘土类似,但是这并不能作为其风成成因的依据,因为通过C-M图,我们发现泥岩的投影都位于均匀悬浮与远洋悬浮之间(图 11),也就是说,其沉积过程经历了较好的分选,处于接近静水的条件. 又根据兰州盆地偏北的永登剖面和偏南的凤凰山剖面在下咸水河组中沉积的红泥岩厚度明显变小,中间夹杂着大量砂岩,我们可以判断对亭沟剖面在早渐新世晚期时处于靠近湖中心的位置,沉积物经过远距离分选,导致其粒度变细(图 2h),泥岩含量较高. 此段泥岩所含的磁性矿物相对较高,而湖泊中沉积物一般都是来自近源盆地侵蚀形成的碎屑物质,由地表径流所带来. 因此泥岩中磁性矿物应该与地表所含磁性矿物密切相关.

我国西部的黄土-古土壤和红粘土序列中,含有大量SP磁性颗粒,并且热稳定性较差的磁赤铁 矿也是其中一种重要的磁性矿物(刘青松等,2007; 邓成龙等,2007; Liu et al.,2012). 但是通过详细的岩石磁学分析,我们在咸水河组红泥岩中并没有发现热稳定性较差的磁赤铁矿存在的证据(样品在加热到300~400 ℃时磁化率没有显著降低(图 4)),而且其中SP颗粒含量也非常低,这有可能暗示红泥岩的成因与风成的红粘土和黄土不同. 通过我们野外观察和前面的粒度分析结果,我们推断对亭沟剖面红泥岩可能为湖相沉积,而且沉积时其位于靠近湖泊中心的位置. 但是,我们并不能否认其中风成物质的加入,因为众多地质证据确实表明泥岩中的细粒组分比之前增加(Zhang et al.,2014)了,并且其来源与黄土高原风成堆积类似,都是来自亚洲内陆(Garzione et al.,2005).

绿泥石一般是在化学风化较弱的地区(如冰川或者寒冷干旱的环境)才能保存下来,因为在化学风化过程中,绿泥石很容易分解释放出镁和铁(Proust et al.,1986). 因此,泥岩样品X射线衍射图谱上绿泥石的存在(图 8)说明渐新世的兰州盆地的化学风化并不强烈. 剖面泥岩中的峡沟动物群中发现了大量跳鼠化石,其形态特征表明晚渐新世兰州盆地气候与现在的西北地区的气候类似,为稀树草原或者干旱的温带草原环境(王伴月和邱占祥,2000); 对整个剖面上部庙嘴子动物群,中部峡沟动物群和底部南坡坪动物群不同种属的统计分析表明,早渐新世晚期以来,哺乳动物都以草原和森林植物混合为主,其中草原植物占主导地位(颉光普,2004). 这都说明了兰州盆地从早渐新世晚期以来,已经处于半湿润半干旱区,其植被覆盖以稀树草原和干旱的温带草原为主,森林植被较少. 干旱的环境也有利于地表中赤铁矿的生成,大量裸露的表土是兰州盆地古湖重要的碎屑物质来源,因此这可能是泥岩中赤铁矿含量较高的原因之一.

6 结论

对兰州盆地对亭沟剖面中砂岩和泥岩这两个地层单元进行了系统的岩石磁学分析,结果表明磁化率低的砂岩中磁性矿物含量较少,高矫顽力磁性矿物(赤铁矿和针铁矿)占主要成分; 磁化率高的泥岩中磁性矿物含量高,软磁性矿物(磁铁矿)和硬磁性矿物(赤铁矿和针铁矿)同时存在. 砂岩的形成环境为河道沉积,并且其中的磁性矿物可能发生了溶解,使得其磁化率相对较低. 泥岩的形成环境为湖相,推测其物源来自地表径流从裸露地表带来的碎屑物质,其磁性矿物的种类含量与物源密切相关. 渐新世晚期半干旱的气候背景有利于赤铁矿的生成,所以导致盆地中大量橘红色赤铁矿含量较高的泥岩广泛发育.

致谢 赵辉博士参加了野外采样,姜兆霞博士在数据处理方面给予指导,与刘青松研究员进行了有益讨论,在此表示感谢. 两位审稿人对本文的修改意见给了作者很多指导和帮助,提升了本文的质量,在此一并表示感谢.

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