董 江 李安春 徐方建 黃 朋 張凱棣

(1.中國科學院海洋研究所海洋地質與環(huán)境重點實驗室 青島 266071;2.中國石油大學(華東)地球科學與技術學院 青島 266580)

東海大陸架是中國邊緣海的重要組成部分,每年來自長江、黃河、臺灣河流和浙-閩沿岸河流攜帶的大量入海物質在此沉積(Liu et al,2006,2007;Liu et al,2010;Xu et al,2012;Zhou et al,2014)。特別是全新世高海平面以來,在東海內陸架沉積了大量的以粉砂和粘土粒級為主的細粒物質,形成了東西向寬約100km、北東-南西向長約 800—1000km的泥質沉積區(qū)(圖1,秦蘊珊等,1987;Liu et al,2006,2007;Xu et al,2009a)。因此,東海陸架上的沉積物記錄了豐富的地質信息,是追蹤源與匯過程和研究海陸相互作用的理想區(qū)域。

碎屑礦物分析,特別是重礦物分析,是研究沉積物的礦物組成、分布規(guī)律及沉積物來源的基本方法。目前在東海陸架沉積物中碎屑礦物方面已取得較多的研究成果。早在20世紀80年代初陳麗蓉等(2008)就對東海陸架表層沉積物中的碎屑礦物進行了系統(tǒng)研究,通過碎屑礦物組合特征和分布規(guī)律探討了東海表層沉積物源。近年來,Q聚類或R聚類分析等數(shù)理統(tǒng)計方法被廣泛用于探討碎屑礦物組合特征及其分布規(guī)律(王先蘭等,1982;王先蘭,1986;王昆山等,2003;王中波等,2012);同時,重礦物組合特征、鋯石等單礦物的表面微結構及地球化學等手段也被廣泛的應用于對沉積物源的研究中(孫白云,1985;Chen,1989;楊守業(yè),2000)。此外,一些學者還利用自生黃鐵礦等特征礦物來探討沉積環(huán)境(李安春等,1991;初鳳友等,1994,1995;王昆山等,2005)。

由此可見,前人對東海陸架碎屑礦物的研究對象主要針對陸架表層和內陸架全新世泥質沉積體,而對末次冰期以來東海內陸架碎屑礦物特別是內陸架重礦物的研究較少。本文通過分析東海內陸架南部沉積中心EC2005孔(圖1)的重礦物,并結合已有的 EC2005孔的巖性描述、沉積物粒度和AMS14C年代測試等數(shù)據(jù)(徐方建等,2009;Xu et al,2009b,2011),探討末次冰消期以來東海內陸架的物源變化。

圖1 東海內陸架泥質泥質沉積厚度分布圖Fig.1 Isopach map (in meters)of fine grained sediments area in the inner shelf of the East China Sea

1 區(qū)域概況

東海大陸架位于西太平洋邊緣島弧與歐亞大陸之間,是世界上最為寬廣平坦的邊緣陸架之一,其在全球陸架研究中占有重要的地位。陳麗蓉(2008)根據(jù)東海大陸架的碎屑礦物分布特征將分其為 3個礦物區(qū): 內陸架礦物區(qū)、外陸架礦物區(qū)和虎皮礁礦物區(qū)(圖2)。在東海陸架重礦物組分以普通角閃石和綠簾石為主的背景下,內陸架礦物區(qū)因其較高的輕礦物、片狀礦物(白云母、黑云母、綠泥石、風化云母和綠色云母)和白云石含量而區(qū)別于其它礦物區(qū);與該區(qū)的舟山礦物亞區(qū)不同,長江口礦物亞區(qū)碎屑方解石的含量較高。沉積物類型以細砂和粉砂質泥為主的虎皮礁礦物區(qū)含有較多的橄欖石。沉積物類型以細砂為主的外陸架礦物區(qū)的鉀長石和由變質作用形成的典型變質礦物(十字石、藍晶石、紅柱石、夕線石)含量較高,明顯區(qū)別于其它礦物區(qū)(秦蘊珊等,1987;王昆山等,2003;陳麗蓉,2008;王中波等,2012)。

東海海域的海流主要由黑潮、臺灣暖流以及浙-閩沿岸流組成(圖1)。在近岸水域,是具有鹽度低、水溫變化大等特點的浙-閩沿岸流。該流系主要受東亞季風控制: 夏季風盛行時,流向東北;冬季風盛行時,其攜帶大量懸浮物質,向西南方向流動(蘇紀蘭,2001;虞蘭蘭等,2011;李偉等,2012;李鵬等,2014)。浙-閩沿岸流以東為臺灣暖流,具有高溫高鹽的特征,其與浙-閩沿岸流之間形成鋒面。臺灣暖流以東為黑潮,發(fā)源于北赤道,具有流速快、流量大、流幅狹窄和高溫高鹽等特征(蘇紀蘭,2001;Ichikawa et al,2002;Moon et al,2014)。

圖2 東海碎屑礦物分區(qū)(陳麗蓉,2008)Fig.2 Detrital mineral assemblage province in the East China Sea (Chen,2008)

2 材料與方法

研究所用的巖心為中國科學院海洋研究所委托上海海洋石油局第一海洋地質調查大隊勘407輪于2005年11月取自東海內陸架浙-閩沿岸泥質區(qū)南部沉積中心。巖心長 60.20m,站位編號為 EC2005 (121°20.0036′E,27°25.0036′N,水深 36m,見圖1 和圖2)。

重礦物分析平均取樣間隔為 1m,近表層加密,樣品總數(shù)共63個。將沉積物原樣品放入去離子水中浸泡 48h,然后過孔徑為 0.063mm 的水篩,得到＞0.063mm的沉積物組分。待樣品低溫(＜60°C)烘干后,過孔徑為0.25mm的干篩,得到0.063—0.25mm粒級的樣品。稱重后對0.063—0.25mm粒級樣品用比重為2.80的三溴甲烷(CHBr3)重液(陳麗蓉,2008)進行輕、重礦物的分離。經過低溫烘干后稱重,并對樣品的重礦物組分用實體顯微鏡和偏光顯微鏡進行鑒定,其中生物碎屑較少的 41.50—60.20m層段鑒定礦物300—400顆,生物碎屑較多的0—41.50m層段鑒定礦物 400—500顆。自生黃鐵礦以實體顯微鏡為主,其它礦物用油浸法在Leica DMRX偏光顯微鏡下鑒定,重復鑒定的相對誤差小于 5%。鑒定工作在中國科學院海洋研究所海洋地質與環(huán)境重點實驗室完成。

3 結果

3.1 礦物形態(tài)與組合特征

在0.063—0.25mm粒級的重礦物樣品中,共鑒定出重礦物40種,分別為片狀礦物、磁鐵礦、鈦鐵礦、赤鐵礦、鉻鐵礦、褐鐵礦、普通角閃石、透閃石、鈉鐵閃石、鈉閃石、褐簾石、綠簾石、黝簾石、普通輝石、透輝石、紫蘇輝石、藍晶石、紅柱石、夕線石(硅線石)、白云石、榍石、橄欖石、石榴子石、尖晶石、霓石、電氣石、磷灰石、黃長石、天青石、黃玉、硅灰石、重晶石、硬柱石、符山石和蝕變礦物及自生黃鐵礦。由于蝕變礦物是完全失去原有礦物光性特征從而無法辨認的礦物,且其比重大于 2.80,在此將蝕變礦物作為一類重礦物單獨列出。

在上述礦物中,片狀礦物中的白云母和黑云母多為次棱角狀—次圓狀,而風化云母則多以灰褐色、土黃色和墨綠色的厚板狀的云母類礦物集合體形態(tài)出現(xiàn)。磁鐵礦形態(tài)多為粒狀形態(tài)出現(xiàn)。普通角閃石和綠簾石形態(tài)大多為帶綠色調的不完整柱狀,晶型較好,但邊緣部分遭受不同程度的溶蝕,此外,普通角閃石礦物中出現(xiàn)褐色角閃石的概率極小。白云石多以白色和淡黃色粒狀形態(tài)出現(xiàn)。自生黃鐵礦具有明顯的自生特征,且在巖心中粒徑和形狀變化較大: 在36.5—10.0m層段出現(xiàn)大量自生黃鐵礦,其粒徑較大,并與其它礦物出現(xiàn)弱膠結現(xiàn)象,主要形狀為長棒狀、粒狀和塊狀集合體,含自生黃鐵礦的生物殼體大都被完全充填;從10.0m到巖心頂部,自生黃鐵礦粒徑較36.5—10.0m中的自生黃鐵礦明顯偏小,主要形態(tài)為圓球狀或粒狀集合體,含自生黃鐵礦的生物殼體被少量充填,此外,有孔蟲等生物殼體及碎屑含量也明顯增加。

圖3 EC2005孔沉積物中主要重礦物含量分布圖(0.063—0.25mm)Fig.3 Content of dominant minerals in the sediments of core EC2005 (0.063—0.25mm)

在EC2005孔重礦物組分中,含量較多的重礦物主要為自生黃鐵礦、片狀礦物、白云石、角閃石族礦物(主要為普通角閃石和透閃石)、綠簾石族礦物(主要為綠簾石)、蝕變礦物、含鐵氧化物(主要為磁鐵礦)、輝石族礦物(主要為普通輝石)和變質礦物(圖3)。它們占重礦物總數(shù)的96.0%以上,但百分含量變化很大。其余礦物相對百分含量較少,出現(xiàn)頻率較低,且不連續(xù)。巖心中重礦物含量(在 0.063—0.25mm粒級中重礦物的質量百分含量)的平均值為 27.3%,變化范圍為3.7%—89.6%,自生黃鐵礦富集的層位重礦物含量較高。

3.2 EC2005孔重礦物變化特征

根據(jù)重礦物各組分含量的變化關系,我們將EC2005孔沉積物劃分為五個重礦物層段: 自下而上依次為Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ和Ⅴ層(圖4)。這些層段的優(yōu)勢重礦物組合和特征礦物變化很大,如表1所示。

表1 EC2005孔各層段的優(yōu)勢重礦物組合和特征礦物Tab.1 The dominant and diagnostic mineral assemblages in each lithological unit in core EC2005

Ⅰ層(60.2—56.0m): 重礦物中片狀礦物相對含量最高,但含量變化不穩(wěn)定,向上部呈增加趨勢;白云石、綠簾石、普通角閃石、透閃石、普通輝石、變質礦物和蝕變礦物平均含量很低,含量變化也比較大,自下而上有減少的趨勢;磁鐵礦含量極少,且含量變化穩(wěn)定;其它礦物含量很少。在本層,重礦物含量較低,平均含量17.3%,變化范圍5.7—31.2%。

Ⅱ層(56.0—41.0m): 片狀礦物含量明顯降低;白云石、綠簾石、普通角閃石、透閃石、普通輝石、變質礦物、榍石、鋯石和蝕變礦物的含量明顯升高,但向上部有降低的趨勢,本層段的白云石、普通角閃石、鋯石和蝕變礦物在整個巖心中相對含量最高;磁鐵礦含量極少,且變化平穩(wěn)。在41.5m和51.0—49.0m處,礦物組合發(fā)生突變,具體表現(xiàn)為: 在 41.5m處自生黃鐵礦的大量出現(xiàn)和片狀礦物的突然降低;在51.0—49.0m處則表現(xiàn)為片狀礦物和自生黃鐵礦的含量突然升高,而其它陸源碎屑礦物含量突然降低。在本層,重礦物含量較低,平均含量 20.9%,變化范圍3.7%—40.5%。

Ⅲ層(41.0—36.8 m): 片狀礦物含量明顯升高;白云石、綠簾石、普通角閃石、透閃石、蝕變礦物和變質礦物的含量明顯降低;自生黃鐵礦平均含量幾乎為零,其它礦物含量甚微,且變化較小。該層重礦物含量較低,平均含量 12.3%,變化范圍4.2%—25.3%。

Ⅳ層(36.8—10.0 m): 總體表現(xiàn)為自生黃鐵礦含量顯著升高,且變化較穩(wěn)定,頂部自生黃鐵礦含量逐漸降低;片狀礦物含量明顯降低,其含量在整個巖心中最低;白云石等其它陸源碎屑礦物含量極少,且變化相對穩(wěn)定,但在頂部,陸源碎屑礦物含量普遍表現(xiàn)出增加的趨勢。值得注意的是,在 29.0—31.0m 和22.0—25.0m 處,其重礦物組分含量明顯異于相鄰層段,具體表現(xiàn)為,在 29.0—31.0m 處,片狀礦物含量明顯升高,自生黃鐵礦含量明顯降低;在 22.0—25.0m處,片狀礦物、普通角閃石、白云石等陸源碎屑礦物含量普遍升高,而自生黃鐵礦含量明顯降低。該層段,由于自生黃鐵礦大量存在,使重礦物相對含量在整個巖心中最高,重礦物平均含量 41.9%,變化范圍10.8%—89.6%。

Ⅴ層(10.0—0m): 自生黃鐵礦含量明顯降低;片狀礦物含量呈增加趨勢,且在5m以上增加和波動幅度明顯加大;白云石、綠簾石、普通角閃石、透閃石、鋯石、榍石、電氣石、蝕變礦物的含量明顯上升。值得注意的是,在表層沉積物中,磁鐵礦含量突然升高。在本層,重礦物含量較低,平均含量12.5%,變化范圍7.1%—25.0%。

4 討論

4.1 重礦物之間的相關性及分組

為進一步研究重礦物組合特征,明確重礦物之間的相關關系,進而找出重礦物之間的內在聯(lián)系并對礦物進行分類,我們對EC2005孔沉積重礦物組分的相對含量進行了相關性分析(表 2)。并且根據(jù)礦物之間的相關系數(shù),對其進行緊鄰聯(lián)結的一次成群法分析(陳麗蓉,2008),得到了EC2005孔重礦物群分支狀圖(圖5)。

圖4 EC2005孔中主要重礦物含量的垂向變化特征(灰色條帶表示礦物含量異常層)Fig.4 Variations in main heavy mineral content in core EC2005 (The gray area represents the abnormal mineral content)

表2 EC2005孔重礦物含量線性回歸(R值)分析結果Tab.2 The linear-regression (R)results of heavy mineral compositions in core EC2005

由表2和圖5可以看出,重礦物與片狀礦物、普通角閃石、綠簾石、白云石和蝕變礦物具有較明顯的線性負相關;蝕變礦物、綠簾石、普通角閃石、透閃石、白云石、普通輝石和變質礦物兩兩之間普遍呈線性正相關;自生黃鐵礦幾乎與所有的陸源碎屑礦物呈現(xiàn)明顯的負相關性,而由于自生礦物含量在許多層位中占絕對優(yōu)勢,所以它與重礦物含量之間呈現(xiàn)明顯的正相關性,且在礦物聚類分析結果中二者關系最近,從前文重礦物在垂向上的變化曲線也可以看出,較高的重礦物含量均出現(xiàn)在自生黃鐵礦富集的層位,最高可達89.6%(圖4)。因此,根據(jù)重礦物之間的相關性,我們把 EC2005孔的重礦物大致分為 4類: 蝕變礦物、綠簾石、普通角閃石、透閃石、白云石、普通輝石和變質礦物為一類,片狀礦物為一類,磁鐵礦為一類,另外,自生黃鐵礦單獨作為一類。

4.2 物源分析

由于晚更新世冰川的發(fā)育,全球海平面大幅度下降。末次冰期最盛期海平面比現(xiàn)代海平面低約120—130m(Peltier et al,2006;Clark et al,2009;Lewis et al,2013),而后全球氣候回暖,海平面上升,東海陸架重新被淹沒。EC2005孔底部年齡為 17.3ka BP(Xu et al,2011),此時海平面高度約為–120m (Liu et al,2004),因此,EC2005孔沉積物不僅記錄了全新世全面海侵以來的海相沉積,還記錄了低海平面時期的陸相沉積(徐方建等,2009)。本文根據(jù)EC2005孔優(yōu)勢重礦物組合及特征礦物的含量變化,結合粒度、AMS14C年代和海平面變化等相關數(shù)據(jù),討論EC2005孔的沉積動力和物源變化。

圖5 EC2005孔重礦物群分枝狀圖Fig.5 The tree diagram of heavy mineral group in core EC2005

4.2.1 第Ⅰ層段(60.2—56.0m,17.3—16.4ka BP)在本層段沉積重礦物中,比重較大、代表強水動力環(huán)境的 ZTR礦物(Zircon-Rutile-Tourmaline;鋯石-金紅石-電氣石)和穩(wěn)定礦物(主要為陸源含鐵氧化物)的含量幾乎為零,而不穩(wěn)定礦物(角閃石族礦物—風化云母—橄欖石—蝕變礦物)和較穩(wěn)定礦物(綠簾石族礦物—白云母—變質礦物)含量極高(圖6)。在極不穩(wěn)定礦物和較穩(wěn)定礦物中片狀礦物的含量占絕對優(yōu)勢。片狀礦物中含有大量物理和化學性質極不穩(wěn)定的厚板狀風化云母和少量黑云母。這些高含量的片狀礦物及大量極不穩(wěn)定的風化云母表明沉積物經過弱水動力的初步分選,且距離物源區(qū)較近。此外,高含量的粉砂和粘土、相對較低的沉積速率(圖6)以及大量發(fā)育的植物碎屑和水平層理(徐方建,2009)等均表明此時的沉積水動力較弱。該時期海平面高度低于現(xiàn)代海平面高度約120m (Liu et al,2004;Lewis et al,2013),遠低于現(xiàn)階段研究站位的海拔高度,且該層段樣品中未發(fā)現(xiàn)海相有孔蟲(徐方建,2009),為陸相沉積環(huán)境。

圖6 EC2005孔重礦物含量變化及其與平均粒徑(徐方建等,2009)、沉積速率(Xu et al,2011)和海平面變化(Liu et al,2004;Zong,2004;徐方建等,2009)的對比Fig.6 Variations in heavy mineral contents in core EC2005,and comparison with variations in mean grain size (Xu et al,2009),age(Xu et al,2011),and the sea level (Liu et al,2004;Zong,2004;Xu et al,2009)

在研究站位附近的沉積物可能物源區(qū)中,臺灣沿岸河流和浙江沿岸河流中片狀礦物的含量普遍較少,且其中黑云母的含量普遍較高,普通角閃石含量較少,而綠簾石含量很高;與之不同的是,長江河流樣品中普遍多片狀礦物和普通角閃石,綠簾石含量少,而黑云母含量甚微(表 3)。在本層段沉積重礦物中片狀礦物極高,普通角閃石含量較高,而綠簾石和黑云母含量幾乎為零(圖7),這都表明本階段的沉積物與近源甌江等浙江沿岸河流中的重礦物差別很大,而與長江河流沉積重礦物具有較高的相似性。由此,我們認為,在此時期,雖然重礦物和全巖樣地球化學數(shù)據(jù)(Xu et al,2011)的分析結果都表明EC2005孔沉積物源主要是近源的物質,但其沉積物很可能主要來源于長江。

圖7 EC2005孔片狀礦物中各組分的含量變化特征Fig.7 Variation in content of lamellar minerals in core EC2005

4.2.2 第Ⅱ層段(56.0—41.0m,16.4—13.1ka BP)該層段,白云石、普通角閃石和綠簾石等礦物含量的增加使得不穩(wěn)定和較穩(wěn)定的礦物含量增加,穩(wěn)定礦物含量減少。在粒度較粗的層段(56.00—52.22m,16.4—15.6ka BP),代表穩(wěn)定礦物含量增加(圖4),表明此階段較第Ⅰ層段,水動力環(huán)境明顯增強(Morton et al,1999;Garzanti et al,2007)。砂和粉砂含量較高、沉積速率較低(圖5)、水平層理以及波狀層理和粉砂質透鏡體的發(fā)育(徐方建等,2009),均表明該階段沉積水動力環(huán)境較強。在本階段早期(16.4—15.0ka BP),海平面高度約為–120m (Liu et al,2004;Lewis et al,2013),該處為陸相沉積環(huán)境。15.0—14.0ka BP期間,海平面快速上升到–80— –70m (Liu et al,2004),而此時EC2005孔沉積深度低于現(xiàn)今海平面約80m。由此可見,此時海水可能影響到研究站位附近的沉積作用,但從此階段的礦物特征來看,其優(yōu)勢礦物組合和特征礦物含量未發(fā)生明顯變化,且在此階段的沉積物中未發(fā)現(xiàn)海洋有孔蟲(徐方建等,2009),可以判斷,雖然在本階段后期受到海水動力作用,但其對EC2005孔的沉積作用甚微,而15.3ka BP時期重礦物組合的變化則可能是由于沉積環(huán)境的突變造成的。在13.5—13.1ka BP (42.5—41.0m)時期,出現(xiàn)自生黃鐵礦,指示其沉積水動力環(huán)境進一步變弱,為缺氧的還原環(huán)境。

在此層段,優(yōu)勢的重礦物組合為白云石—普通角閃石—綠簾石—變質礦物—片狀礦物,特征礦物為白云石,其含量在整個巖心中最高,這與其它層段明顯不同(圖4)。在 EC2005孔沉積物附近可能物源區(qū)中,長江的沉積重礦物以片狀礦物、白云石、普通角閃石、綠簾石和鈦鐵礦為主。黃河沉積重礦物中同樣具有較多的片狀礦物、普通角閃石、綠簾石和鈦鐵礦。白云石和片狀礦物中的黑云母是區(qū)分兩條河流的特征重礦物(表 3)。此外,與長江和黃河的重礦物不同,長江以南、浙-閩沿岸河流的重礦物中陸源含鐵氧化物和硫化物含量較高,其中椒江以其鋯石含量較高的特征區(qū)別于其它河流,臺灣西部沿岸河流則變質礦物較多(表3,黃文盛等,1984;賀松林,1991;陳華1993;徐茂泉,1996;陳麗蓉,2008)。鄭喜坤等(2005)通過對浙江河流相沉積土壤的全巖樣品 XRD衍射分析,發(fā)現(xiàn)方解石的含量較高,而白云石含量較少且在樣品中出現(xiàn)頻率較小;我們對取自甌江的樣品進行重礦物鑒定中同樣發(fā)現(xiàn)白云石含量甚微,且出現(xiàn)概率很小。胡邦琦(2010)對臺灣西部河流濁水溪樣品進行了分析,在其衍射圖譜中未發(fā)現(xiàn)白云石的衍射峰,這表明該區(qū)域不含或僅含有極少量的白云石,因此,在此時期,EC2005孔沉積重礦物中存在的大量白云石主要來源于長江。對比可能沉積物源的特征重礦物,發(fā)現(xiàn)本層位重礦物中比重輕、易懸浮的黑云母含量極少,可判斷本層段的沉積物質幾乎不受來自黃河的物質影響,而高含量的性質較穩(wěn)定的白云母則可能來自長江和近源的甌江等浙江沿岸河流。相對第Ⅰ層段,比重較大、不易被搬運的變質礦物、磁鐵礦等含鐵氧化物和 ZTR含量較高,這些礦物同樣在長江和甌江等浙江沿岸河流沉積物中含量較高,故目前,尚無直接礦物證據(jù)表明本層段沉積物受到來自閩江和臺灣物質的影響。

本層段的沉積物類型主要為砂和粉砂。而在沉積物類型相近的長江口表層沉積物及與研究站位臨近的外陸架表層沉積物中,重礦物組合中都含有高含量的普通角閃石、綠簾石、白云石、ZTR礦物和變質礦物,基本與長江礦物組合一致(表3,陳麗蓉,2008;王中波等,2012),這說明陸架的沉積物質主要由源于長江的物質供給(陳麗蓉,2008;周曉靜等,2010),而在此時期,EC2005孔沉積重礦物中優(yōu)勢重礦物組合與外陸架沉積優(yōu)勢重礦物組合具有很高的相似性,可判斷此時期EC2005孔沉積物質主要來源于長江。此外,對本層段的沉積物進行常量和微量元素等地球化學數(shù)據(jù)物源分析,發(fā)現(xiàn)本層段的沉積物還受到甌江等浙江沿岸河流的影響(Xu et al,2011)。由此,在現(xiàn)有資料的基礎上,我們認為該時期EC2005孔沉積物源主要來源于長江,其次還受到浙江沿岸河流攜帶物質的影響。

4.2.3 第Ⅲ層段(41.0—36.8m,13.1—12.3ka BP)該層段,粉砂和粘土質粉砂含量較高,平行層理和粉砂質透鏡體大量發(fā)育(徐方建等,2009),沉積速率相對較低,以白云母為代表的較穩(wěn)定礦物含量增加,自生黃鐵礦含量的突然降低(圖7)都表明該層段沉積水動力環(huán)境比13.5—13.1ka BP時期強。結合前文討論,我們認為,在此時期海平面到達研究站位附近,海水動力開始大范圍影響此時期研究站位的沉積作用,而大量不穩(wěn)定風化云母的存在可能是由于后期的快速沉積作用(圖7)使其得不到充分改造的結果。

本層段的沉積物類型為粘土質粉砂。與同為細粒沉積類型的長江非主航道沉積物和東海內陸架泥質沉積表層沉積重礦物比較可知,它們的優(yōu)勢礦物組合一致,均為片狀礦物—普通角閃石—白云石—綠簾石(陳麗蓉,2008),且片狀礦物和白云石含量較高(表 3),說明本段沉積物與長江物質有較高的親緣性,表明在此時期,EC2005孔沉積物質主要來源于長江。同時,對其地球化學數(shù)據(jù)的物源分析也表明本層段的沉積物還受到甌江等浙江沿岸河流的影響(Xu et al,2011)。

4.2.4 第Ⅳ 層段 (36.8—10.0m,12.3—4.7ka BP)該層段粒度在巖心中最細,以粘土質粉砂和粉砂質粘土為主。沉積速率明顯較第Ⅲ層段明顯升高。陸源碎屑礦物含量顯著下降,在整個巖心中含量最低。相反,代表缺氧還原環(huán)境的自生黃鐵礦含量明顯升高,在整個巖心中含量最高(圖4)。對比海平面高度,我們認為該時期的沉積環(huán)境為低能還原的淺海環(huán)境。

在 9.7—7.4ka BP (31.0—29.0m)和 6.3—6.0ka BP(25.0—23.0m)時期,礦物含量明顯不同,主要表現(xiàn)為以片狀礦物為代表的陸源碎屑急劇增加,自生黃鐵礦明顯降低。對自生黃鐵礦研究表明,草莓狀自生黃鐵礦的大量富集代表富氧水體與局部還原微環(huán)境的存在,指示該處有較強的上升流活動和不同水體的混合作用,并且上升流的存在能加劇不同水體的混合作用,從而導致 Fe元素的沉淀,進而在早期成巖階段與 H2S相互作用形成自生黃鐵礦(初鳳友等,1994,1995)。而對MZ02孔底棲有孔蟲豐度變化的分析表明,9.0—7.8ka BP和6.4—6.2ka BP時期,上升流減弱,營養(yǎng)元素減少,水體含氧量增加,導致代表富養(yǎng)低氧環(huán)境中內生種底棲有孔蟲含量的降低,表生種有孔蟲含量增加(李小艷等,2012)。由此,我們認為,在9.7—7.4ka BP和6.3—6.0ka BP,自生黃鐵礦含量降低可能是由于上升流強度減弱,下層水體中 Fe元素的物質供給量減少,含氧量增加,從而導致自生黃鐵礦含量降低。

在此層段,雖然重礦物組分含量發(fā)生較大變化,但其優(yōu)勢陸源重礦物組合未發(fā)生明顯改變。優(yōu)勢重礦物組合與第Ⅲ層段和沉積物類型相近的長江非主航道的細粒沉積物和現(xiàn)代東海內陸架表層泥質沉積基本一致(表 3),說明其主要沉積物源與內陸架表層泥質沉積物源相同,都來自長江。而物理和化學性質不穩(wěn)定的風化云母含量的明顯降低和較穩(wěn)定的白云母含量的升高(圖7),表明其距離現(xiàn)代物源區(qū)較遠,近源浙江沿岸河流所攜帶物質對本層段沉積物質的影響較第Ⅲ層段明顯減弱。目前,地球化學(Lin et al,2002;Xu et al,2011;徐方建等,2011;Youn et al,2011)、陸源碎屑礦物(陳麗蓉,2008)、地球物理(Liu et al,2006;Xu et al,2012)、粒度和粘土礦物(Liu et al,2006,2008;Xu et al,2009a)等方面的數(shù)據(jù)均表明,東海內陸架全新世泥質沉積物主要形成于長江的物質經冬季沿岸流以懸浮方式輸送沉積。根據(jù)范德江等(2002)提出的物源定量識別的非線性規(guī)劃數(shù)學模型,前人分別計算出東海內陸架的 DD2孔、PC-6孔(圖1)和EC2005孔泥質沉積部分中長江物源的平均貢獻率分別為83%—85%(肖尚斌等,2005)、87.5%(肖尚斌等,2009)和87%—99%(徐方建等,2011)。因此,結合前文討論,我們認為,在此階段,EC2005孔沉積物中長江物質占絕對優(yōu)勢。

4.2.5 第Ⅴ層段(10.0—0m,4.7—0ka BP) 在本層段,沉積物以粘土質粉砂為主,并伴有碎貝殼和生物螺等生物碎屑(徐方建,2009)。該層段粒度較上一層有變粗的趨勢,沉積速率較第Ⅳ層段明顯降低(圖6),自生黃鐵礦含量明顯降低,陸源碎屑含量明顯升高(圖4;圖6),表明其沉積環(huán)境為沿岸流較強的淺海相。

自生黃鐵礦含量從 4.7ka BP(10.0m)開始快速下降,且其含量變化較大。對MZ02孔(圖1)沉積物中有孔蟲的統(tǒng)計分析表明,在 4.5—0ka BP,指示上升流增強的內生種底棲有孔蟲含量低,表明上升流強度減弱(李小艷等,2012),這在時間上與自生黃鐵礦含量開始穩(wěn)定下降相對應,而在前文討論中,我們認為上升流的強度減弱導致自生黃鐵礦的含量降低,這表明在 4.7ka BP以后,自生黃鐵礦含量降低與上升流的減弱有關。雖然自生黃鐵礦用來指示早期成巖的環(huán)境(初鳳友等,1994,1995),但是,在適宜的條件下自生黃鐵礦的形成速率很快(李安春等,1991),而在東海內陸架表層沉積物中含有較高含量的自生黃鐵礦同樣說明這一點(陳麗蓉,2008)。在該孔沉積物組成相似的第Ⅳ層段,下部自生黃鐵礦含量低于上部,可以說明成巖作用對自生黃鐵礦含量的影響微乎其微。換言之,自生黃鐵礦自4.7ka BP以后含量逐漸下降主要是由沉積環(huán)境變化造成的。

在此階段,優(yōu)勢陸源碎屑重礦物組合與第Ⅲ層段和第Ⅳ層段的優(yōu)勢重礦物組合基本一致(表 3),說明沉積物源一致,其沉積物質主要來自長江物質的供給,另外,還可能受到浙江沿岸河流所攜帶物質的影響(Xu et al,2012;Liu et al,2014)。雖然東海內陸架泥質沉積北部的 ECS-0702孔(圖1)的地球化學數(shù)據(jù)表明其上部泥質沉積受到黃河改道的影響(Liu et al,2010),而通過對南部表層粘土礦物以及長石/石英和鉀長石/鈉長石分布特征的分析也表明臺灣海峽中泥質沉積受到長江和臺灣物質的共同影響(圖1,Liu et al,2008;Xu et al,2009a),但尚無重礦物方面的直接證據(jù)表明該時期EC2005孔沉積物受到臺灣和黃河物質的影響。

5 結論

東海內陸架 EC2005孔63個0.063—0.25mm粒級沉積物中共鑒定出 40種重礦物,主要為自生黃鐵礦、片狀礦物、白云石、角閃石族礦物、綠簾石族礦物、蝕變礦物、含鐵氧化物、輝石族礦物和變質礦物。以上礦物占重礦物總數(shù)的96.0%以上,其余礦物相對百分含量較少,出現(xiàn)頻率較低且不連續(xù)。巖心中重礦物含量的平均值為27.3%,變化范圍為3.7%—89.6%,自生黃鐵礦富集的層位重礦物含量較高。根據(jù)重礦物含量、組合及其分布特征將該巖心劃分Ⅰ—Ⅴ五個沉積層段,各層段的其特征礦物分別為片狀礦物、白云石、片狀礦物、自生黃鐵礦和榍石。

本文結合水動力環(huán)境和可能物源區(qū)的重礦物組分含量,討論了各層段的沉積物來源,發(fā)現(xiàn)雖然不同時期的沉積水動力環(huán)境不同,但其沉積物源一致,都具有很強的長江物源特征。致謝 感謝上海海洋石油局第一海洋地質調查大隊勘407輪全體船員在EC2005孔鉆探中的幫助;感謝中科院海洋研究所申順喜研究員在重礦物鑒定中給予的大力幫助;感謝中國石油大學(華東)呂洪波教授的寶貴意見;感謝審稿專家的寶貴建議。

王中波,楊守業(yè),張志珣等,2012.東海西北部陸架表層沉積物重礦物組合及其沉積環(huán)境指示.海洋學報,34(6):114—125

王先蘭,1986.重礦物在東海全新統(tǒng)分層和研究中的應用.東海海洋,4(4): 19—31

王先蘭,梁景周,1982.從統(tǒng)計分析看控制東海重礦物分布的因素.海洋學報,4(1): 65—77

王昆山,石學法,李 珍等,2005.東海 DGKS9617巖心重礦物及自生黃鐵礦記錄.海洋地質與第四紀地質,25(4):41—45

王昆山,石學法,林振宏,2003.南黃海和東海北部陸架重礦物組合分區(qū)及來源.海洋科學進展,21(1): 31—40

孫白云,1985.東海沉積物中某些重礦物特征及其意義.海洋地質與第四紀地質,5(3): 109—116

蘇紀蘭,2001.中國近海的環(huán)流動力機制研究.海洋學報,23(4): 1—16

李 偉,王玉衡,汪嘉寧等,2012.2011年春、夏季黃、東海水團與水文結構分布特征.海洋與湖沼,43(3): 615—623

李 鵬,楊世倫,陳沈良,2014.浙南近岸海流季節(jié)變化特征.海洋學報,36(3): 19—29

李小艷,翦知湣,石學法等,2012.全新世東海內陸架泥質區(qū)有孔蟲特征及其古環(huán)境意義.海洋地質與第四紀地質,32(4): 61—71

李安春,陳麗蓉,申順喜,1991.南黃海 H-106巖柱中自生黃鐵礦的硫同位素研究.科學通報,(12): 928—930

楊守業(yè),李從先,朱金初等,2000.長江與黃河沉積物中磁鐵礦成分標型意義.地球化學,29(5): 480—484

肖尚斌,李安春,劉衛(wèi)國等,2009.閩浙沿岸泥質沉積的物源分析.自然科學進展,19(2): 185—191

肖尚斌,李安春,蔣富清等,2005.近 2ka閩浙沿岸泥質沉積物物源分析.沉積學報,23(2): 268—274

初鳳友,陳麗蓉,申順喜等,1994.南黃海沉積物中自生黃鐵礦的形態(tài)標型研究.海洋與湖沼,25(5): 461—467

初鳳友,陳麗蓉,申順喜等,1995.南黃海自生黃鐵礦成因及其環(huán)境指示意義.海洋與湖沼,26(3): 227—233

陳麗蓉,2008.中國海沉積礦物學.北京: 海洋出版社,12—174

范德江,楊作升,孫效功等,2002.東海陸架北部長江、黃河沉積物影響范圍的定量估算.青島海洋大學學報,32(5):748—756

周曉靜,李安春,萬世明等,2010.東海陸架表層沉積物粘土礦物組成分布特征及來源.海洋與湖沼,41(5): 667—675

鄭喜坤,汪慶華,魯安懷等,2005.浙江土壤礦物組成特征.地質通報,24(8): 761—766

胡邦琦,2010.中國東部陸架海泥質沉積區(qū)的物源識別及其環(huán)境記錄.青島: 中國海洋大學博士學位論文,42—44

賀松林,1991.東海近岸帶沉積物陸源礦物組份的比較研究.華東師范大學學報(自然科學版),(1): 78—86

秦蘊珊,趙一陽,陳麗蓉等,1987.東海地質.北京: 科學出版社,1—290

徐方建,李安春,李鐵剛等,2011.中全新世以來東海內陸架泥質沉積物來源.中國石油大學學報(自然科學版),35(1):1—6,12

徐方建,李安春,肖尚斌等,2009.末次冰消期以來東海內陸架古環(huán)境演化.沉積學報,27(1): 118—127

徐茂泉,1996.閩江口表層沉積物中 0.125—0.250mm 粒級重礦物的分布與組合特征.臺灣海峽,15(3): 229—234

黃文盛,黃月法,1984.浙江省河口重礦物及其組合特征.杭州大學學報,11(4): 496—504

虞蘭蘭,江文勝,2011.黃、東海懸浮細顆粒物濃度和粒徑分布變化研究.海洋與湖沼,42(4): 474—481

Chen L R,1989.A study on mineral assemblages in sediments of the Bohai Sea,the Yellow Sea and the East China Sea.Marine Sciences,(2): 1—8

Clark P U,Dyke A S,Shakun J D et al,2009.The last glacial maximum.Science,325(5941): 710—714

Garzanti E,Andò S,2007.Chapter 20 heavy mineral concentration in modern sands: implications for provenance interpretation.Developments in Sedimentology,58:517—545

Ichikawa H,Beardsley R C,2002.The current system in the Yellow and East China Seas.Journal of Oceanography,58(1):77—92

Lewis S E,Sloss C R,Murray-Wallace C V et al,2013.Post-glacial sea-level changes around the Australian margin:a review.Quaternary Science Reviews,74: 115—138

Lin S,Hsieh I J,Huang K M et al,2002.Influence of the Yangtze River and grain size on the spatial variations of heavy metals and organic carbon in the East China Sea continental shelf sediments.Chemical Geology,182(2—4): 377—394

Liu J P,Li A C,Xu K H et al,2006.Sedimentary features of the Yangtze River-derived along-shelf clinoform deposit in the East China Sea.Continental Shelf Research,26(17—18):2141—2156

Liu J P,Liu C S,Xu K H et al,2008.Flux and fate of small mountainous rivers derived sediments into the Taiwan Strait.Marine Geology,256(1—4): 65—76

Liu J P,Milliman J D,Gao S et al,2004.Holocene development of the Yellow River’s subaqueous delta,North Yellow Sea.Marine Geology,209(1—4): 45—67

Liu J P,Xu K H,Li A C et al,2007.Flux and fate of Yangtze River sediment delivered to the East China Sea.Geomorphology,85(3—4): 208—224

Liu J,Saito Yoshiki,Kong X H et al,2010.Sedimentary record of environmental evolution off the Yangtze River estuary,East China Sea,during the last ～13,000 Years,with special reference to the influence of the Yellow River on the Yangtze River delta during the last 600 years.Quaternary Science Reviews,29(17—18): 2424—2438

Liu S F,Shi X F,Fang X S et al,2014.Spatial and temporal distributions of clay minerals in mud deposits on the inner shelf of the East China Sea: Implications for paleoenvironmental changes in the Holocene.Quaternary International,349: 270—279

Moon J-H,Hirose N,2014.Seasonal response of the southern East China Sea shelf water to wind-modulated throughflow in the Taiwan Strait.Progress in Oceanography,121: 74—82

Morton A C,Hallsworth C R,1999.Processes controlling the composition of heavy mineral assemblages in sandstones.Sedimentary Geology,124(1—4): 3—29

Peltier W R,Fairbanks R G,2006.Global glacial ice volume and Last Glacial Maximum duration from an extended Barbados sea level record.Quaternary Science Reviews,25(23—24):3322—3337

Xu F J,Li A C,Li T G et al,2011.Rare earth element geochemistry in the inner shelf of the East China Sea and its implication to sediment provenances.Journal of Rare Earths,29(7): 702—709

Xu F J,Li A C,Xu K H et al,2009b.Cold event at 5500a BP recorded in mud sediments on the inner shelf of the East China Sea.Chinese Journal of Oceanology and Limnology,27(4): 975—984

Xu K H,Li A C,Liu J P et al,2012.Provenance,structure,and formation of the mud wedge along inner continental shelf of the East China Sea: A synthesis of the Yangtze dispersal system.Marine Geology,291—294: 176—191

Xu K H,Millian J D,Li A C et al,2009a.Yangtze-and Taiwan-derived sediments on the inner shelf of East China Sea.Continental Shelf Research,29(18): 2240—2256

Youn J,Kim T-J,2011.Geochemical composition and provenance of muddy shelf deposits in the East China Sea.Quaternary International,230(1—2): 3—12

Zhou L Y,Liu J,Saito Y et al,2014.Coastal erosion as a major sediment supplier to continental shelves: example from the abandoned Old Huanghe (Yellow River)delta.Continental Shelf Research,82: 43—59

Zong Y Q,2004.Mid-Holocene sea-level highstand along the Southeast Coast of China.Quaternary International,117(1):55—67