白雪莘 張衛(wèi)國 董 艷,2 潘大東 王張華 孫千里 陳 靜 陳中原 劉晉嫣

(1.華東師范大學(xué)河口海岸學(xué)國家重點實驗室 上海 200062；2.南通大學(xué)地理科學(xué)學(xué)院 江蘇南通 226007)

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長江三角洲全新世地層中潮灘沉積磁性特征及其古環(huán)境意義

白雪莘1張衛(wèi)國1董 艷1,2潘大東1王張華1孫千里1陳 靜1陳中原1劉晉嫣1

(1.華東師范大學(xué)河口海岸學(xué)國家重點實驗室 上海 200062；2.南通大學(xué)地理科學(xué)學(xué)院 江蘇南通 226007)

對長江三角洲北翼江蘇南通地區(qū)NT鉆孔(長60.9 m)進(jìn)行了系統(tǒng)的環(huán)境磁學(xué)分析，并結(jié)合巖性特征、粒度、漫反射光譜(DRS)等手段，探討了全新世早、晚期潮灘沉積的磁性特征及其古環(huán)境意義。NT孔自下而上可分為6層(U1～U6層)，其中U2層下部(49.9～44.8 m)和U6層(7.5～0.3 m)為潮灘沉積，具有較低的退磁參數(shù)S比值及較高的硬剩磁(HIRM)和SIRM/χ，表明反鐵磁性礦物如赤鐵礦、針鐵礦等含量和比例較高。結(jié)合漫反射光譜(DRS)分析，發(fā)現(xiàn)U6層上部鹽沼(1.5～0.3 m)赤鐵礦和針鐵礦富集，U2層下部的鹽沼僅富集赤鐵礦。這一差異與U2層和U6層形成的時期和沉積環(huán)境有關(guān)。U2層形成于晚更新世晚期至早全新世，且曾長期暴露地表，有利于赤鐵礦的形成，其后隨著海平面的持續(xù)上升，鹽沼不斷垂向加積，始終處于水下環(huán)境，不利于針鐵礦的形成；U6層形成于晚全新世三角洲海岸的進(jìn)積過程中，氧化還原相互交替的環(huán)境有利于針鐵礦的形成，后期成陸后的成土作用生成了較多的磁赤鐵礦和赤鐵礦。研究表明，全新世三角洲發(fā)育過程中，不同時期形成的鹽沼具有不同的磁性特征，磁性特征的研究可以提供潮灘沉積環(huán)境演變的信息，對三角洲古環(huán)境重建研究具有重要意義。

全新世 潮灘 磁性特征 針鐵礦 赤鐵礦 長江三角洲

0 引言

全新世最大海侵時，形成了以鎮(zhèn)江—揚州為頂點的古河口灣，此后長江帶來的大量泥沙在河口堆積，沉積速率大于海平面上升速率，長江三角洲開始發(fā)育，其地層呈現(xiàn)出海陸相互層的特性[1-2]。前人就長江三角洲地層層序、地貌發(fā)育模式及沉積環(huán)境演變等方面進(jìn)行了大量研究，采用了包括粒度、磁學(xué)參數(shù)、地球化學(xué)元素、孢粉、有孔蟲等多種指標(biāo)，以提取該區(qū)域的古氣候、古環(huán)境信息[3-11]。

環(huán)境磁學(xué)是研究古氣候、古環(huán)境變化的重要手段，磁性礦物的含量、顆粒大小以及礦物類型等特征可以用來提取沉積物來源、搬運、沉積過程及沉積后成巖作用等信息[12]。對長江三角洲地區(qū)第四紀(jì)以來沉積物的環(huán)境磁學(xué)研究，已有不少報道，沉積物磁性特征及其與粒度、成巖作用、物源等的關(guān)系，被用來追蹤沉積環(huán)境演變及其與氣候、海平面變化以及人類活動的關(guān)系[7,13-15]。潮灘是三角洲地層中常見的地層單元，在由陸向?；蛴珊Ｏ蜿懙霓D(zhuǎn)變階段都可以形成。潮灘根據(jù)高程和水動力特征，可分為低、中、高潮灘，在高潮灘及其相鄰的潮上帶往往發(fā)育鹽沼，因此沉積地層中潮灘的垂向堆積序列，可以指示海岸的進(jìn)積或退積過程[10]。磁性礦物在沉積環(huán)境中的形成和轉(zhuǎn)化機制，對古環(huán)境信息提取具有重要的意義，如Dongetal.[15]對長江三角洲北翼蘇北濱海地區(qū)全新世鉆孔的研究發(fā)現(xiàn)，現(xiàn)今出露地表、發(fā)育于晚全新世海岸進(jìn)積過程中的潮灘相上部鹽沼富集針鐵礦、赤鐵礦，反映了氧化還原交替條件下的成巖和成壤作用。在全新世早期，隨著海平面的上升，一些陸相環(huán)境遭受海侵，形成潮灘并在其上部發(fā)育鹽沼，之后隨著海侵程度的加深，最終被淹沒形成河口灣—淺海環(huán)境[4]。這一海侵過程中形成的潮灘沉積物磁性特征，與前述海退成陸過程中潮灘沉積物磁性特征是否存在差異，值得探討。

本文以長江三角洲北翼南通市采集的NT鉆孔為例(圖1)，綜合運用粒度、磁學(xué)和漫反射光譜(DRS)方法，探討全新世三角洲海侵海退過程中發(fā)育的潮灘沉積物的磁性特征及其控制因素，為利用磁性特征提取三角洲環(huán)境演變信息提供科學(xué)依據(jù)。

圖1 研究區(qū)域和NT鉆孔及其鄰近JS98鉆孔[16]站位Fig.1 The study area and the sampling site of core NT and JS98 [16]

1 樣品和方法

NT鉆孔(32°3.94' N，120°51.40' E)采集于江蘇南通市，所在位置位于長江三角洲下切古河谷(圖1)，地面海拔高度為3.99 m，鉆孔總長60.90 m。

對鉆孔8個深度挑選的測年材料(深度45.62 m處為植物碎屑，其余各測年樣均為貝殼)進(jìn)行AMS14C測年(美國Beta實驗室)，測年結(jié)果利用Calib 7.04程序和Marine 13校正曲線進(jìn)行日歷年齡校正[17]，校正年齡見圖2。NT孔深度45.62 m沉積物年齡為10 575～10 725 cal. yr B.P.，因此該深度以上為全新世以來堆積。

以40 cm為間隔，取5 cm厚沉積物樣，共152個樣品。所有樣品在40°C下低溫烘干，以備分析。

粒度分析采用Coulter LQ-100Q激光粒度儀。待測樣品中先加入5 mL 10%HCl去除碳酸鹽，再加入5 mL 30%H2O2去除有機質(zhì)，用蒸餾水清洗樣品2～3次，以去除樣品中所加稀鹽酸。加入10 mL 0.5%六偏磷酸鈉((NaPO3)6)溶液，超聲振蕩10 min使其顆粒充分分散，隨后上機測量[18]。

磁學(xué)測量首先采用Bartington MS2雙頻磁化率儀分別測量低頻(0.47 kHz)和高頻(4.7 kHz)磁化率(χlf、χhf)，計算χfd% =(χlf- χhf)/χlf×100。使用Molspin交變退磁儀(直流磁場0.04 mT，交變磁場峰值100 mT，型號：Dtech 2000)，獲得非磁滯剩磁(ARM，文中表示為χARM)，使用Minispin旋轉(zhuǎn)磁力儀測量。使用MMPM 10脈沖磁化儀獲得1 T條件下的等溫剩磁，本文將其定義為飽和等溫剩磁(SIRM)。之后將樣品在100 mT和300 mT反向磁場中退磁，用旋轉(zhuǎn)磁力儀測量SIRM/IRM-300mT/IRM-300mT。并計算硬剩磁HIRM =(SIRM + IRM-300mT)/2，退磁參數(shù)S-100=100 ×(SIRM-IRM-100mT)/(2×SIRM)，S-300=100 ×(SIRM-IRM-300mT)/(2×SIRM)，以及比值參數(shù)χARM/χ和χARM/SIRM。

根據(jù)上述磁學(xué)測量結(jié)果，挑選代表性樣品進(jìn)行IRM獲得曲線和熱磁曲線測試。IRM獲得曲線利用MMPM10脈沖磁化儀對樣品進(jìn)行磁化，其最大磁場可達(dá)7 T。所加磁場從11 mT變化到5 T，按磁場對數(shù)值等間距設(shè)置了39個磁場強度。根據(jù)測試結(jié)果，利用Kruvieretal.[19]的方法進(jìn)行磁性礦物組分分析。利用MFK1-FA測量磁化率隨溫度變化曲線，測試在氬氣環(huán)境下進(jìn)行。

漫反射光譜利用Perkin Elmer Lambda 950紫外—可見光分光光譜儀測試，測試波長范圍400～700 nm，步長為1 nm。根據(jù)測量結(jié)果計算紅度，定義為紅色波段(630～700 nm)的反射率占該樣品可見光波段(400～700 nm)總反射率的百分比，通常反映了赤鐵礦的含量[20]。在DRS一階導(dǎo)數(shù)圖譜上，赤鐵礦的特征峰位置在565～575 nm，而針鐵礦的主峰位于535 nm，次強峰位于435 nm[21]。由于黏土礦物如伊利石和綠泥石在440 nm處有特征峰[22]，而針鐵礦在300℃時完全脫水轉(zhuǎn)化為赤鐵礦，針鐵礦主峰消失，次峰變得扁平，周瑋等[23]提出比較沉積物加熱300°C前后DRS曲線的方法，可將針鐵礦與其他礦物區(qū)分開來。

2 結(jié)果

2.1 巖性特征

NT孔除表層30 cm沉積物受人工擾動外，自下而上分為6層(U1～U6層)，其巖性描述如下(圖2)：

U1層(60.9～49.5 m)：下部(60.9～55.9 m)為灰色黏土質(zhì)粉砂，夾黏土和細(xì)砂薄層，上部(55.9～49.5 m)為灰色粉砂、細(xì)砂夾黏土薄層，見少量泥質(zhì)結(jié)核。

U2層(49.5～35.1 m)：棕灰色、灰色黏土質(zhì)粉砂，夾砂質(zhì)粉砂和砂層，自下至上粒度變粗，總體較U1層細(xì)，見少量植物根莖和蟲孔。44.6～44.8 m見大量泥礫，夾貝殼碎屑，44.8 m處為侵蝕面，接觸面上有泥炭質(zhì)泥，夾貝殼碎屑。

U3層(35.1～24.7 m)：棕灰色、深灰色黏土質(zhì)粉砂和粉細(xì)砂，夾細(xì)砂薄層。總體隨深度變淺沉積物呈變粗趨勢。見少量貝殼碎屑。

U4層(24.7～20.3 m)：灰色黏土質(zhì)粉砂，夾砂層或砂質(zhì)透鏡體，粒度較上、下相鄰地層為細(xì)。在21.0～21.5 m處，砂層厚約10 cm，其他部分厚度約為2 cm。

U5層(20.3～7.5 m)：青灰色、灰色細(xì)砂，夾少量黏土質(zhì)粉砂薄層和黏土質(zhì)粉砂團(tuán)塊，與下伏地層突變接觸。黏土質(zhì)粉砂薄層厚數(shù)毫米至3 cm，黏土質(zhì)粉砂團(tuán)塊厚約2～3 cm。見植物碎屑。

圖2 NT鉆孔巖性特征及其與鄰近JS98鉆孔[16]的地層對比Fig.2 Lithology of Core NT and its stratigraphic correlation Core JS98[16]

U6層(7.5～0.3 m)：7.5～3.9 m以灰色粉砂質(zhì)砂、砂質(zhì)粉砂為主，3.9～1.5 m以灰色和灰黃色、粉細(xì)砂、粉砂和砂質(zhì)粉砂為主，1.5～0.3 m為棕黃色泥質(zhì)粉砂，見大量鐵銹。隨深度變淺，粒度逐漸變細(xì)。

2.2 粒度特征

如圖3所示，NT孔粒度垂直變化較大。U1層下部(60.9～55.9 m)較細(xì)，砂含量1%～48%，粉砂含量39%～80%，黏土含量7%～23%；上部(55.9～49.5 m)較粗，砂含量9%～78%，粉砂含量17%～73%，黏土含量5%～18%。自U2層向上至U3層，黏土含量呈現(xiàn)下降趨勢，由U2層底部最高的29%變?yōu)閁3層頂部的3%，而砂含量呈現(xiàn)相反的變化趨勢，由2%變化為83%。U4層較上、下相鄰層位為細(xì)，以粉砂為主，其中中、粗粉砂含量占51%～67%，粒度垂向變化較小。U5層向上至U6層，總體上隨深度變淺粒度變細(xì)，在U5層中，砂含量總體呈下降趨勢，而粗粉砂呈現(xiàn)增加趨勢；在U6層中(除頂部樣品外)，隨深度變淺，粗粉砂呈現(xiàn)下降趨勢，而<32 μm組分隨深度變淺而增加。

2.3 磁性特征

NT孔磁學(xué)參數(shù)垂向變化見圖4。χ和SIRM近似指示了樣品中磁性礦物含量，特別是亞鐵磁性礦物(如磁鐵礦)的含量[12]。在NT孔中，χ和SIRM除了在21.1 m處及鉆孔頂部出現(xiàn)峰值，整體垂向變化不大。χARM可以反映磁性礦物晶粒的大小，比如穩(wěn)定單疇(SD)亞鐵磁性礦物晶粒的χARM要明顯大于超順磁(SP)和多疇(MD)晶粒[24]。NT孔中χARM相對穩(wěn)定，在0.3 m(U6層)、21.1 m(U4層)和45.5 m(U2層)處有較高的值。χfd%反映了超順磁顆粒(SP)和單疇顆粒(SD)邊界的細(xì)黏性顆粒對磁化率的貢獻(xiàn)[12]，所有層位中χfd%基本小于2%，表明SP顆粒對磁化率的貢獻(xiàn)不大。HIRM通常用來估算高矯頑力礦物(如赤鐵礦和針鐵礦)的含量[25]，除在U2層下部、U4層頂部及U6表層有較高值外，其他層位變化不大。

χARM/SIRM通常可以指示亞鐵磁性礦物的顆粒大小，隨著顆粒增大χARM/SIRM減小[24]。χARM/χ也可以指示磁性礦物顆粒大小，一般而言，比值較高反映了單疇顆粒富集，而比值較低則反映了多疇或超順磁顆粒較多[26]。這兩個參數(shù)除表層0.7 m處有較高的值外，其他深度變化不大。影響SIRM/χ的因素很多，高矯頑力礦物含量較多會導(dǎo)致SIRM/χ偏高[12]，總體上該參數(shù)與HIRM有較為相似的變化形式。退磁參數(shù)S-300和S-100反映了樣品中亞鐵磁性礦物與不完全反鐵磁性礦物(如針鐵礦、赤鐵礦)的相對含量，而且隨不完全反鐵磁性礦物比例的增大而降低[25]。這兩個參數(shù)在U2和U6層中明顯低于其他層位，表明這兩層中、高矯頑力礦物相對含量較高。此外，U4層21.1m處也具有較高的SIRM/χ比值(38.81 kAm-1)，但S比值并不低，與膠黃鐵礦特征較為吻合[27-28]，掃描電鏡分析也確認(rèn)了膠黃鐵礦的存在(未顯示)，與董艷[18]報道的結(jié)果類似。

圖3 NT鉆孔粒度垂向變化Fig.3 Particle size compositions of Core NT

圖4 NT鉆孔磁性特征和紅度的垂向變化Fig.4 Vertical variation of magnetic properties and redness of Core NT

3 討論

NT鉆孔巖性特征和粒度較大的垂向變化，反映了沉積環(huán)境的變化(圖2，3)。磁性參數(shù)除U4層極高的SIRM/χ顯示膠黃鐵礦[18]，0.7 m處顯示亞鐵磁性礦物顆粒較細(xì)，以及表層0.3 m處極高的χ和SIRM外，極為顯著的特征是，U2和U6層具有較為顯著的HIRM、SIRM/χ高值和較低的S-300和S-100比值。但U2層S-300和S-100比值自底部向上呈現(xiàn)增加趨勢，而U6層中則相反(圖4)。因此，本文著重討論這兩層磁性特征的差異及其控制因素。

已有研究表明，長江三角洲古河口區(qū)冰后期以來地層自底部向上，可劃分為河流、潮灘、河口灣、三角洲前緣、潮灘等單元，反映了一個海侵海退旋回[2]。根據(jù)巖性(圖2)和粒度特征(圖3)，及其與相鄰鉆孔JS98地層[16]的對比，本文將U1至U6層劃分為潮汐河道、潮灘—河口灣、潮流沙脊、前三角洲、三角洲前緣和潮灘等沉積單元(圖2)。其中U2層下部(49.5～44.8 m)和U6層均為潮灘相沉積物，但其粒度垂向變化趨勢相反。U2層底部沉積物為鉆孔中最細(xì)，見植物根莖、蟲孔、泥礫等，代表了潮灘上部生長有植物的鹽沼環(huán)境[29]，在鹽沼前緣由于侵蝕通?？梢娔嗟[[30]。兩層典型樣品粒度頻率分布曲線見圖5，可見U2層中自底部向上，峰值粒徑變粗，分選變好。從現(xiàn)代長江口潮灘沉積物的特征來看，自陸向海，隨著高程的降低，由高潮灘鹽沼向中、低潮灘，沉積物粒度變粗[31]。U2層自底部向上的粒度變化，揭示了從潮灘上部的鹽沼向中、低潮灘過渡。潮灘的垂向堆積序列可以指示海岸的進(jìn)積或退積過程[10]，進(jìn)積是指在陸源物質(zhì)供應(yīng)速率很快的情況下，海岸線不斷向海遷移的過程，并形成沉積物的堆積。退積剛好相反，通常是陸源物質(zhì)供應(yīng)速率很慢，小于海平面上升速率，造成了海岸線向陸后退，沉積層序上表現(xiàn)為海相堆積疊加在陸相沉積上。從測年資料及與JS98孔的對比(圖2)來看，U2層下部鹽沼地層年代形成于距今10 000年前甚至更早，當(dāng)時是相對海平面快速上升時期[16,32]，U2層自下而上沉積物變化反映了海岸的退積過程，鉆孔所在位置水深不斷加深。隨著水深增大，沉積動力增強，鹽沼頂部沉積物遭受侵蝕形成侵蝕面。U6層則是晚全新世以來堆積，當(dāng)時海平面已接近現(xiàn)代高度，并趨于穩(wěn)定[33]，在泥沙供應(yīng)充足的情況下，海岸線不斷向海推進(jìn)，鉆孔所在位置水深逐漸淤淺，表現(xiàn)為由潮灘中、下部的較粗沉積物向上部細(xì)顆粒的鹽沼轉(zhuǎn)化，呈現(xiàn)粒度變細(xì)趨勢，反映了海岸的進(jìn)積過程，并最終成為陸地。最表層0.3 m粒度較粗，可能是受人類活動影響所致。

圖5 U2、U6層典型樣品粒度分布頻率曲線Fig.5 Particle size distribution frequency curves for representative samples in Unit U2 and U6

粒度是影響磁性特征的重要因素[12, 18, 27]。粒度與磁學(xué)參數(shù)的相關(guān)分析顯示(表1，2)，反映磁性礦物顆粒大小的參數(shù)χARM/χ、χARM/SIRM與16 μm以下細(xì)粒級組分有顯著的正相關(guān)，表明細(xì)顆粒沉積物中具有較細(xì)的磁性礦物顆粒。對于主要反映磁性礦物含量的參數(shù)，與粒度的關(guān)系較為復(fù)雜。U2和U6兩層中χ與>64 μm組分皆呈正相關(guān)，但U2層中磁學(xué)參數(shù)SIRM與<4 μm、8～16 μm組分呈正相關(guān)，而U6層SIRM與各粒級均無顯著相關(guān)，可見砂組分含量高的沉積物中相對高的χ，反映了順磁性礦物的富集，這在一些研究中也得到發(fā)現(xiàn)，即砂組分中順磁性礦物的富集，會導(dǎo)致磁化率的增強[18]；而SIRM反映的亞鐵磁性礦物含量與粒度的關(guān)系不一，在U2層中細(xì)顆粒組分中亞鐵磁性礦物較多，U6層中則與粒度關(guān)系不大。兩層沉積物中，磁學(xué)參數(shù)與粒度的相關(guān)關(guān)系不相同，說明磁性特征變化不僅受到粒度影響，還存在其他因素影響磁性特征。

U2層典型樣品的熱磁曲線(圖6)顯示，χ在加熱到300°C前變化較小，在300°C～350°C左右開始迅速上升，在500°C附近出現(xiàn)峰值，這通常表明樣品加熱過程中弱磁性礦物如黃鐵礦、菱鐵礦或黏土礦物向亞鐵磁性礦物的轉(zhuǎn)變[34-35]。當(dāng)加熱溫度到達(dá)580℃，χ顯著下降，與磁鐵礦的居里溫度一致。加熱曲線低于冷卻曲線，說明加熱過程中生成了強磁性礦物，如亞鐵磁性礦物。U6層典型樣品的熱磁曲線顯示，加熱過程中，χ在400°C～450°C時開始上升，峰值出現(xiàn)在500°C～550°C之間。

表1 U2層粒度與磁學(xué)參數(shù)的相關(guān)關(guān)系(n=36)

注：**表示在0.05水平下顯著相關(guān)，*表示在0.01水平下顯著相關(guān)。

表2 U6層粒度與磁學(xué)參數(shù)的相關(guān)關(guān)系(n=19)

注：**表示在0.05水平下顯著相關(guān)，*表示在0.01水平下顯著相關(guān)。

圖6 U2、U6層典型樣品熱磁曲線(其中紅線為加熱曲線，藍(lán)線為冷卻曲線)Fig.6 Typical thermomagnetic susceptibility curves for sediment samples in Unit U2 and U6(Red lines represent heating curves and blue lines represent cooling curves, respectively)

在U6層中，隨深度變淺，S-300、S-100減小，HIRM相應(yīng)增大。這表明，在U2層和U6層中，由鹽沼向潮灘中、下部位環(huán)境轉(zhuǎn)化，隨著沉積物粒度變粗，不完整反鐵磁性礦物的相對和絕對含量下降。潮灘由于周期性的潮水淹沒和出露，形成氧化-還原交替的環(huán)境，周期性氧化-還原環(huán)境的波動有利于水鐵礦向針鐵礦的轉(zhuǎn)化[36]，針鐵礦脫水可形成赤鐵礦。典型樣品IRM獲得曲線分峰結(jié)果如圖7所示，磁性礦物包括一個低矯頑力組分(～30 mT)、一個中矯頑力組分(～100 mT)和兩個高矯頑力組分(～500 mT，～2 300 mT)，通常情況下分別代表了磁鐵礦、磁赤鐵礦、赤鐵礦和針鐵礦[19,37]?？傮w上，U6層沉積物中矯頑力組分(～100 mT)較U2層更為顯著，說明磁赤鐵礦含量較多[37]。U6表層樣品(1.1 m)和U2層底部樣品(47.5 m)高矯頑力(～500 mT)的組分較為明顯(圖7d, c)，說明赤鐵礦含量較高，與較低的S-300值所反映不完整反鐵磁性礦物含量較高相符，圖4k也表明這兩個深度具有較高的紅度值，說明赤鐵礦含量較高，其中U6層上部為全孔最高，說明赤鐵礦含量最高。DRS結(jié)果如圖8所示，U2層樣品針鐵礦和赤鐵礦峰的峰高較低，加熱前后U2層樣品針鐵礦主峰變化不顯著，而U6層1.1 m和2.3 m深度樣品則有顯著降低，說明U2層相比U6層，赤鐵礦和針鐵礦含量較低。U6層上部樣品較3.9 m深度，具有較高的赤鐵礦和針鐵礦的峰高，說明U6層上部樣品中含有較多的赤鐵礦和針鐵礦，即U6層中隨深度變淺，赤鐵礦逐漸增多，且含有較多的針鐵礦。U2層中各部分盡管赤鐵礦峰高差異不顯著(與U6層相比)，但結(jié)合S比值的變化(圖4i, j)以及IRM獲得曲線的分峰結(jié)果(圖7)，可以看出S-300、S-100低值的深度對應(yīng)反鐵磁性礦物含量高的層位，即U2層下部相比上部，赤鐵礦含量較高。

不同的是，U2層下部鹽沼中赤鐵礦較多，而針鐵礦含量較低，而U6層上部鹽沼赤鐵礦和針鐵礦均有富集，且磁赤鐵礦也較為顯著。U6層在鉆孔中接近地表，與Dongetal.[15]研究的蘇北沿海鉆孔的結(jié)果相一致，因此磁性礦物特征也相似。他們的研究表明，鹽沼在氧化還原交替的情況下易于形成針鐵礦，沉積物呈棕黃色、灰黃色，有銹斑出現(xiàn)，同時沉積物表現(xiàn)為矯頑力增大[15,18]。同時，在隨后成陸過程中，隨著地下水位的下降，透氣性變強，接近地表相對氧化條件下，鹽沼中存在的水鐵礦逐漸形成磁赤鐵礦，最終轉(zhuǎn)化為赤鐵礦，因而同時出現(xiàn)磁赤鐵礦和赤鐵礦富集[15]。但U2層下部僅赤鐵礦富集，針鐵礦較少。本文中U2層底部無年代數(shù)據(jù)，但根據(jù)與JS98孔[16]的對比(圖2)，U2層發(fā)育鹽沼時，處于晚更新世晚期至早全新世的過渡階段，當(dāng)時海平面的上升速率變化較大[32]，很可能在海平面上升相對緩慢的時候，發(fā)育的鹽沼曾有一段時間長期暴露于空氣中，經(jīng)歷了較為干燥的環(huán)境，因而不利于針鐵礦的形成，之后隨著早全新世海平面的快速上升，鹽沼處于一個不斷垂向加積的階段，因而沉積物始終處于水下環(huán)境，不存在干濕交替的現(xiàn)象，也不利于針鐵礦的形成。

潮灘位于海陸交界處，海平面變化和岸線變遷會導(dǎo)致潮灘的演化模式不同。當(dāng)海平面逐漸下降時，岸線向海進(jìn)積，潮灘上部發(fā)育鹽沼，離岸成陸，發(fā)育土壤(U6層)；相反，當(dāng)早全新世海平面上升時，陸相環(huán)境受海水影響，發(fā)育鹽沼，隨著海平面持續(xù)上升處于不斷加積環(huán)境，最終被水淹形成中、低潮灘和潮下帶的河口灣環(huán)境(U2層)。這兩種情形下，形成的鹽沼由于處于不同的沉積環(huán)境，具有不同的磁性特征，因而有可能通過磁性特征的研究，深化對沉積環(huán)境演變的認(rèn)識。

圖7 U2、U6層典型樣品IRM獲得曲線磁性組分分析結(jié)果圓圈為測量值的一階導(dǎo)數(shù)，紅線為擬合值，四種組分包括低矯頑力組分(藍(lán)線)、中矯頑力組分(綠線)和兩種高矯頑力組分(粉紅、黑線)。Fig.7 Unmixing of isothermal remanent magnetization (IRM) acquisition curves for typical samples in Unit U2 and U6 The circle represents the measured value and the red line is the fitted curve. Four components are identified, including a low-coercivity (blue), a medium-coercivity (green) and two high-coercivity (purple and black) components.

圖8 U2、U6層典型樣品漫反射一階導(dǎo)數(shù)曲線黑色實線和虛線分別為加熱前后(300℃)的曲線；藍(lán)色實線和虛線分別為435 nm和525 nm，反映針鐵礦；紅色實線為560 nm，反映赤鐵礦。Fig.8 First derivative curve of diffuse reflectance spectroscopy (DRS) of selected samples in Unit U2 and U6 The black solid and dotted lines indicate the samples before and after heating at 300℃，respectively； The blue and dotted lines indicate the peaks of goethite at 435 nm and 525 nm. The red line indicates the hematite peak at 560 nm.

4 結(jié)論

長江三角洲北翼NT鉆孔中，U2層底部和U6層表層均有潮灘相沉積，但其粒度變化分別表明了早全新世海岸退積(U2層)和晚全新世海岸進(jìn)積(U6層)的演變過程。U2和U6層的磁性特征均表現(xiàn)為較低的退磁參數(shù)S比值和較高的HIRM、SIRM/χ值，指示了較高含量的反鐵磁性礦物，但U2層下部鹽沼中赤鐵礦較多，而針鐵礦含量較低；U6層上部鹽沼赤鐵礦和針鐵礦富集，磁赤鐵礦也較為顯著。由此可知，在三角洲全新世不同時期形成的鹽沼，沉積物的磁性特征存在差異。因此，結(jié)合環(huán)境磁學(xué)和漫反射光譜分析方法對沉積物磁性特征進(jìn)行研究，能夠更好地認(rèn)識沉積環(huán)境的演變過程。

References)

1 嚴(yán)欽尚，許世遠(yuǎn). 長江三角洲現(xiàn)代沉積研究[M]. 上海：華東師范大學(xué)出版社，1987：1-438. [Yan Qinshang, Xu Shiyuan. Recent Yangtze Delta Deposits[M]. Shanghai: East China Normal University Press, 1987: 1-438.]

2 李從先，汪品先. 長江晚第四紀(jì)河口地層學(xué)研究[M]. 北京：科學(xué)出版社，1998：114-172. [Li Congxian, Wang Pinxian. Late Quaternary Stratigraphy of the Changjiang Delta[M]. Beijing: Science Press, 1998: 114-172.]

3 Chen Zhongyuan, Wang Zhanghua, Schneiderman J, et al. Holocene climate fluctuations in the Yangtze delta of eastern China and the Neolithic response[J]. The Holocene, 2005, 15(6): 915-924.

4 李保華. 冰后期長江下切河谷體系與河口灣演變[D]. 上海：同濟(jì)大學(xué)，2005. [Li Baohua. The Changjiang incised-valley system and estuary evolution during the postglacial period[D]. Shanghai: Tongji University, 2005.]

5 張玉蘭. 長江三角洲前緣地區(qū)晚第四紀(jì)沉積的孢粉與環(huán)境研究[J]. 海洋學(xué)報，2005，27(4)：82-87. [Zhang Yulan. Studies on sporo-pollen and environment of Late Quaternary on the front edge of Changjiang River Delta[J]. Acta Oceanologica Sinica, 2005, 27(4): 82-87.]

6 楊守業(yè)，李從先. 長江三角洲晚新生代沉積物有機碳、總氮和碳酸鹽組成及古環(huán)境意義[J]. 地球化學(xué)，2006，35(3)：249-256. [Yang Shouye, Li Congxian. Compositions of organic elements and carbonate in the Late Cenozoic sediments of the Changjiang Delta: implication for paleoenvironmental changes[J]. Geochimica, 2006, 35(3): 249-256.]

7 王張華，張丹，李曉，等. 長江三角洲晚新生代沉積物磁性特征和磁性礦物及其指示意義[J]. 中國地質(zhì)，2008，35(4)：670-682. [Wang Zhanghua, Zhang Dan, Li Xiao, et al. Magnetic properties and relevant minerals of Late Cenozoic sediments in the Yangtze river delta and their implications[J]. Geology in China, 2008, 35(4): 670-682.]

8 Liu Jian, Saito Y, Kong Xianghuai, et al. 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[J]. Quaternary Science Reviews, 2010, 29(17/18): 2424-2438.

9 Song Bing, Li Zhen, Saito Y, et al. Initiation of the Changjiang (Yangtze) delta and its response to the mid-Holocene sea level change[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2013, 388: 81-97.

10 Wang Zhanghua, Zhan Qing, Long Haiyan, et al. Early to mid-Holocene rapid sea-level rise and coastal response on the southern Yangtze delta plain, China[J]. Journal of Quaternary Science, 2013, 28(7): 659-672.

11 王曉燕，郭啟梅，李保華. 長江三角洲D(zhuǎn)Y03孔有孔蟲群落演化及其古環(huán)境意義[J]. 古生物學(xué)報，2014，53(1)：85-91. [Wang Xiaoyan, Guo Qimei, Li Baohua. Foraminiferal record of core DY03 at the Southern Yangtze Delta and its paleoenvironmental implications[J]. Acta Palaeontologica Sinica, 2014, 53(1): 85-91.]

12 Thompson R, Oldfield F. Environmental Magnetism[M]. London: Allen & Unwin, 1986.

13 俞立中，許羽，許世遠(yuǎn)，等. 太湖沉積物的磁性特征及其環(huán)境意義[J]. 湖泊科學(xué)，1995，7(2)：141-150. [Yu Lizhong, Xu Yu, Xu Shiyuan, et al. Paleoenvironmental implication of magnetic measurements on sediment cores from Taihu Lake, East China[J]. Journal of Lake Sciences, 1995, 7(2):141-150.]

14 陳艇，王張華，強小科，等. 太湖平原WJ孔礦物磁學(xué)特征以及晚第四紀(jì)海侵事件[J]. 地球物理學(xué)報，2013，56(8)：2748-2759. [Chen Ting, Wang Zhanghua, Qiang Xiaoke, et al. Magnetic properties of minerals recorded by the borehole WJ and Late Quaternary transgressions in the Taihu plain, southern Yangtze Delta[J]. Chinese Journal of Geophysics, 2013, 56(8): 2748-2759.]

15 Dong Yan, Zhang Weiguo, Dong Chenyin, et al. Magnetic and diffuse reflectance spectroscopic characterization of iron oxides in the tidal flat sequence from the coastal plain of Jiangsu province, China[J]. Geophysical Journal International, 2014, 196(1): 175-188.

16 Hori K, Saito Y, Zhao Quanhong, et al. Evolution of the coastal depositional systems of the Changjiang (Yangtze) River in response to Late Pleistocene-Holocene sea-level changes[J]. Journal of Sedimentary Research, 2002, 72(6): 884-897.

17 Stuiver M, ReimerP J. Extended14C data base and revised CALIB 3.014C age calibration program[J]. Radiocarbon, 1993, 35(1): 215-230.

18 董艷. 南通濱海地區(qū)全新世沉積物磁性特征及其古環(huán)境意義[D]. 上海：華東師范大學(xué)，2014. [Dong Yan. Magnetic properties and their paleoenvironmental implications of sediments in Holocene from Nantong coastal region[D]. Shanghai: East China Normal University, 2014.]

19 Kruiver P P, Dekkers M J, Heslop D. Quantification of magnetic coercivity components by the analysis of acquisition curves of isothermal remanent magnetisation[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2001, 189(3/4): 269-276.

20 季峻峰，陳駿，Balsam W，等. 黃土剖面中赤鐵礦和針鐵礦的定量分析與氣候干濕變化研究[J]. 第四紀(jì)研究，2007，27(2)：221-229. [Ji Junfeng, Chen Jun, Balsam W, et al. Quantitative analysis of hematite and goethite in the Chinese loess-paleosol sequences and its implication for dry and humid variability[J]. Quaternary Sciences, 2007, 27(2): 221-229.]

21 Ji Junfeng, Balsam W, Chen Jun, et al. Rapid and quantitative measurement of hematite and goethite in the Chinese loess-paleosol sequence by diffuse reflectance spectroscopy[J]. Clays and Clay Minerals, 2002, 50(2): 208-216.

22 Ji Junfeng, Zhao Liang, Balsam W, et al. Detecting chlorite in the Chinese loess sequence by diffuse reflectance spectroscopy[J]. Clays and Clay Minerals, 2006, 54(2): 266-273.

23 周瑋，季峻峰，Balsam W，等. 利用漫反射光譜鑒定紅粘土中針鐵礦和赤鐵礦[J]. 高校地質(zhì)學(xué)報，2007，13(4)：730-736. [Zhou Wei, Ji Junfeng, Balsam W, et al. Determination of goethite and hematite in red clay by diffuse reflectance spectroscopy[J]. Geological Journal of China Universities, 2007, 13(4): 730-736.]

24 Maher B A. Magnetic properties of some synthetic sub-micron magnetites[J]. Geophysical Journal International, 1988, 94(1): 83-96.

25 Bloemendal J, Liu Xiuming. Rock magnetism and geochemistry of two plio-pleistocene Chinese loess-palaeosol sequences-implications for quantitative palaeoprecipitation reconstruction[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2005, 226(1/2): 149-166.

26 Banerjee S K, King J, Marvin J. A rapid method for magnetic granulometry with applications to environmental studies[J]. Geophysical Research Letters, 1981, 8(4): 333-336.

27 Walden J, Oldfield F, Smith J. Environmental Magnetism: A Practical Guide. Technical Guide, No. 6[M]. London: Quaternary Research Association, 1999:1-243.

28 Snowball I, Thompson R. A stable chemical remanence in Holocene sediments[J]. Journal of Geophysical Research, 1990, 95(B4): 4471-4479.

29 楊世倫. 海濱鹽沼沉積物的特征[J]. 地理科學(xué)，1987，7(4)：374-382. [Yang Shilun. Characteristics of sediments in seashore salt marshes[J]. Scientia Geographica Sinica, 1987, 7(4): 374-382.]

30 王穎，朱大奎，曹桂云. 潮灘沉積環(huán)境與巖相對比研究[J]. 沉積學(xué)報，2003，21(4)：539-546. [Wang Ying, Zhu Dakui, Cao Guiyun. Study on tidal flat environment and it's sedimentary facies comparative[J]. Acta Sedimentologica Sinica, 2003, 21(4): 539-546.]

31 徐志明. 崇明島東部潮灘沉積[J]. 海洋與湖沼，1985，16(3)：231-239. [Xu Zhiming. The eastern flat sedimentation of the Chongming Island[J]. Oceanologia et Limnologia Sinica, 1985, 16(3): 231-239.]

32 Bard E, Hamelin B, Arnold M, et al. Deglacial sea-level record from Tahiti corals and the timing of global meltwater discharge[J]. Nature, 1996, 382(6588): 241-244.

33 Zong Yongqiang. Mid-Holocene sea-level highstand along the southeast coast of China[J]. Quaternary International, 2004, 117(1): 55-67.

34 Roberts A P. Magnetic properties of sedimentary greigite (Fe3S4)[J]. Earth and Planetary Science Letters, 1995, 134(3/4): 227-236.

35 Pan Yongxin, Zhu Rixiang, Banerjee S K, et al. Rock magnetic properties related to thermal treatment of siderite: behavior and interpretation[J]. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 2000, 105(B1): 783-794.

36 Pedersen H D, Postma D, Jakobsen R, et al. Fast transformation of iron oxyhydroxides by the catalytic action of aqueous Fe(II)[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2005, 69(16): 3967-3977.

37 Yamazaki T, Ikehara M.Origin of magnetic mineral concentration variation in the Southern Ocean[J]. Paleoceanography, 2012, 27(2): PA2206.

Magnetic Properties of Holocene Tidal Flats in the Yangtze Delta and Their Paleoenvironmental Implications

BAI XueXin1ZHANG WeiGuo1DONG Yan1，2PAN DaDong1WANG ZhangHua1SUN QianLi1CHEN Jing1CHEN ZhongYuan1LIU JinYan1

(1. State Key Laboratory of Estuary and Coastal, East China Normal University, Shanghai 200062, China; 2. School of Geography, Nantong University, Nantong, Jiangsu 226007, China)

In this paper, a core (NT, 60.9 m in length) in the northern part of the Yangtze River Delta, from Nantong, Jiangsu province, were subjected to environmental magnetic analysis. In combination with analysis of lithology, particle size and diffuse reflectance spectroscopy (DRS), this paper discusses the magnetic properties of tidal deposits formed in early and late Holocene and its paleoenvironmental implications. Core NT can be divided into six depositional units, namely U1 to U6, from bottom to top, among which the lower part of U2 (49.9～44.8 m) and U6 (7.5～0.3 m) are interpreted to be tidal flat facies. They are characterized with lower S-ratios and higher hard isothermal remanent magnetization (HIRM) and SIRM/χ values, which indicates higher concentration and proportion of antiferromagntic minerals such as hematite and goethite. In combination with DRS, it is found that the enriched hematite and goethite occur in the upper part of U6, while only hematite is enriched in the lower part of U2. Such a difference in magnetic mineralogy is related to the sedimentary environments when these sediments are deposited. Sediments in U2 were formed during late stage of late Pleistocene to early Holocene and has been in subaerial condition for a long period, which favors hematite formation and preservation. With the rising sea-level during early Holocene, the salt marsh accreted vertically and eventually inundated, which does not favor the formation of goethite. In contrast, sediments in U6 were formed during the late Holocene. The oscillating redox condition favors the formation of goethite. Abundant maghemite and hematite were formed due to pedogenesis after land formation at a later stage. This study shows that sediments in salt marsh formed in different stages of the Holocene exhibits different magnetic properties. As a result, magnetic properties of sediments can provide information about the evolution of tidal flat, which has important implication for delta paleoenvironmental reconstruction.

Holocene; tidal flat; magnetic properties; hematite; goethite; the Yangtze Delta

1000-0550(2016)06-1165-11

10.14027/j.cnki.cjxb.2016.06.014

2015-12-15； 收修改稿日期： 2016-02-25

國家自然科學(xué)基金項目(41271223)；河口海岸學(xué)國家重點實驗室基本科研業(yè)務(wù)費(2012KYYW01)[Foundation: National Natural Science Foundation of China, No.41271223); Fundamental Research Funds for State Key Laboratory of Estuary and Coastal, No.2012KYYW01]

白雪莘 女 1991年出生 碩士研究生 環(huán)境磁學(xué) E-mail:baixuexin@126.com

張衛(wèi)國 男 研究員 E-mail: wgzhang@sklec.ecnu.edu.cn

P534.63+2 P736.22

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