張凱棣 李安春 盧 健 張 晉

(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. 中國科學院大學 北京 100049)

磁性礦物在沉積物中普遍存在, 且能夠靈敏地反映環(huán)境的物理化學條件, 為古海洋學、古氣候學、沉積學等提供有用信息(Thompson et al, 1986;Verosub et al, 1995; Dekkers, 1997; Maher et al, 1999;Evans et al, 2003)。磁學特征測量為探明沉積物樣品中磁性礦物的種類、含量及磁性礦物顆粒的大小提供了一種有效的方法(Creer et al, 1996; Brachfeld et al,2000; Thouveny et al, 2000)。環(huán)境磁學測量不僅具有快速、無損、經濟的特點, 還可以檢測到沉積環(huán)境中的微小變化(Oldfield, 1994; Walden et al, 1997;Watkins et al, 2003; Hounslow et al, 2004; Maher et al,2009), 例如磁學測量可以檢測到樣品中微量(~1μg/g)的磁性礦物(Robinson et al, 2000; Maher et al, 2009)。高靈敏度使得磁學測量能夠運用不同的磁學特征（磁性礦物含量、顆粒大小及礦物種類）來辨別沉積物來源及運移路徑(Oldfield, 1994; Walden et al, 1997;Schmidt et al, 1999; Wheeler et al, 1999; Liu et al,2003; Watkins et al, 2007; Zhang et al, 2008; Wang et al, 2009; Liu et al, 2010)。

東海陸架是世界上最寬闊的陸架之一, 由于長江的注入、黃河的影響及沿岸等物質的加入等, 陸源物質供給特別豐富, 復雜水動力條件塑造而成的各種沉積體系都得以保存(Milliman et al, 1985, 2014)。盡管前人進行了大量的沉積學、黏土礦物及地球化學方面的研究(Liu et al, 2006; Li et al, 2012; 王中波等,2012; 石學法等, 2015), 對東海陸架沉積物來源仍未取得統(tǒng)一的認識。長江和黃河為中國陸架提供了大量的陸源物質, 因此這兩條河流沉積物的磁學性質引起了大量關注。前人研究發(fā)現長江及黃河沉積物的磁學特征存在明顯差異, 長江沉積物中亞鐵磁性礦物含量明顯高于黃河, 因此可將磁學特征作為物源示蹤的指標之一(王永紅等, 2004; 邢云, 2007; 牛軍利等,2008; Zhang et al, 2008; Wang et al, 2009; Li et al, 2012;Luo et al, 2016)。對東海陸架東北部泥質區(qū)沉積物磁學性質已有較為細致的研究, 其結果表明東北部泥質區(qū)沉積物主要來源于長江和老黃河口, 同時臺灣暖流或黑潮攜帶來的臺灣物質及朝鮮半島河流沉積物在磁性特征上也有體現(Liu et al, 2003; 劉健等, 2007; Wang et al, 2010; Kim et al, 2013)。也有學者運用環(huán)境磁學對東海北部陸架、長江口外東海陸架區(qū)域進行了沉積物分類, 并推斷長江口北部受到黃河物質的影響(Liu et al, 2010; 周鑫等, 2011; 潘大東等, 2015)。本文研究區(qū)涵蓋了東海陸架大部分區(qū)域, 擬利用東海陸架表層沉積物樣品的磁學性質, 對比磁性礦物鏡下鑒定及沉積物粒度分析結果, 對研究區(qū)進行分類, 探討磁性特征與粒度的關系, 并進一步闡明東海陸架的物質來源。

1 區(qū)域概況

東海寬闊的大陸架北寬南窄, 北緩南陡, 地形自大陸岸線向東南緩緩傾斜, 平均水深 72m(李家彪,2008)。其西北部有亞洲第一大河長江的注入, 東南部有沿岸小型河流閩江、甌江等物質的輸入, 位于蘇北海岸的老黃河口物質對該區(qū)域也有一定的影響。而研究區(qū)東南部與臺灣相鄰, 每年有大量的臺灣河流物質入海。因此, 東海陸架物質來源十分復雜?？刂茤|海陸架沉積物搬運的流系主要包括黑潮、臺灣暖流、黃海暖流、長江沖淡水以及浙閩沿岸流。由于長江物質的快速堆積, 東海內陸架沉積物以黏土、黏土質粉砂、砂質粉砂和粉砂為主。而在廣闊的中外陸架則分布以砂和黏土質砂為主的殘留沉積。此外在濟州島西南部, 出現一以粉砂質黏土和黏土質粉砂為主的細粒沉積物區(qū)(Milliman et al,1985)。

2 材料與方法

東海陸架表層沉積物樣品于2011年國家基金委秋季開放航次中取得(另補充5個2012年站位, 3個2015年站位), 共計69個(圖1)。將樣品置于40°C以下低溫環(huán)境烘干后, 用瑪瑙研缽輕輕研磨成粉末狀,稱取大約 5g左右樣品用聚乙烯保鮮膜包裹后, 置于2cm×2cm×2cm 塑料樣品盒中, 壓實固定進行磁性測量。環(huán)境磁學實驗在青島海洋地質研究所環(huán)境磁學與古地磁學實驗室完成。使用英國Bartington MS2磁化率儀測量低頻(0.47kHz)和高頻(4.7kHz)磁場中的磁化率(χlf、χhf)。剩磁選用 Dtech2000交變退磁儀、美國ASC IM-10-30脈沖磁化儀和捷克AGICO JR-6A旋轉巖石剩磁測量儀進行測量。磁化率測量完成后進行剩磁測量, 測量過程如下: 首先將樣品置于交變磁場峰值100mT、直流磁場0.04mT下處理獲得非磁滯剩磁 ARM, 然后經 1.5T磁場磁化獲飽和等溫剩磁SIRM; 最后將具有SIRM的樣品在強度分別為-20、-100、-300mT的磁場中退磁后獲得等溫剩磁IRM–20mT、IRM–100mT和 IRM–300mT。上述實驗完成后用AGICO公司的KLY-CS3磁化率儀測量典型樣品從39.9°C加熱至 700°C, 再冷卻至 40°C的體積磁化率-溫度(κ-T)曲線, 測量在氬氣環(huán)境中進行。

根據上述測量結果計算樣品的質量磁化率χ、非磁滯剩磁磁化率 χARM、磁化率頻率系數 χfd%及各種比值參數 χARM/χ、χARM/SIRM、S–100等。公式如下:

其中, χfd%: 磁化率頻率系數; χlf: 低頻磁化率; χhf: 高頻磁化率; HIRM: 硬剩磁; SIRM: 飽和等溫剩磁;IRM–300mT: -300mT磁場中退磁獲得的等溫剩磁; S–100:-100mT磁場下飽和等溫剩磁的矯頑參數; IRM–100mT:-100mT磁場中退磁獲得的等溫剩磁; S–300: -300mT磁場下飽和等溫剩磁的矯頑參數。

χ及 SIRM可以反映樣品中亞鐵磁性礦物含量的多寡。χARM與鐵磁性礦物中穩(wěn)定單疇顆粒(SSD)的含量大致成正比, 高的 χARM值指示了高含量的SSD(Maher ,1988)。χfd%反映了超順磁和單疇界限附近細黏滯性超順磁顆粒對磁化率的貢獻。HIRM反映了不完整反鐵磁性礦物(針鐵礦和赤鐵礦)的含量(Thompson et al, 1986)。比值參數 χARM/χ與χARM/SIRM 可以指示亞鐵磁性礦物晶粒的大小(Banerjee et al, 1981; Maher, 1988)。S–100和 S–300則表明了高矯頑力和低矯頑力礦物的相對含量(Bloemendal et al, 2005)。

圖1 東海陸架表層沉積物取樣站位Fig.1 Map of sampling stations in the study area

3 結果

3.1 東海陸架表層沉積物磁性物質的類型和含量

χ及SIRM主要與亞鐵磁性礦物如磁鐵礦的含量有關。東海陸架表層沉積物樣品磁化率χ值大部分介于 24.5×10–8—84.8×10–8m3/kg 之間, 最大值出現在研究區(qū)東南部達 164.6×10–8m3/kg, 研究區(qū)東北部磁化率值最小。研究區(qū)西部內陸架, 虎皮礁附近以及東南部出現高值區(qū), 中部陸架磁化率低, 表明中部沉積物中磁性礦物含量最少。SIRM與χ不同, 不受順磁性、抗磁性礦物的影響, 但依賴于礦物顆粒大小。東海陸架表層沉積物樣品SIRM分布趨勢與χ相似, 出現三個高值區(qū)(圖2): 內陸架, 研究區(qū)北部及東南部, 最大值為10171.4×10–6Am2/kg出現在中部內陸架, 最小值2740.7×10–6Am2/kg則出現在研究區(qū)東部。SIRM與χ表現出來的差異可能是由于磁性礦物顆粒大小對兩者有不同程度的影響, 以及抗磁性與順磁性礦物對 χ產生影響所導致(Creer et al,1996)。HIRM的分布趨勢與χ和SIRM一致, 表明不完整反鐵磁性礦物含量多寡與亞鐵磁性礦物一致。χ、SIRM 及 HIRM 在內陸架均表現出由陸向海值逐漸降低的趨勢, 表明了沉積物的沉積分異作用。

圖 2 χ(10–8m3/kg)、SIRM(10–6Am2/kg)和 HIRM(10–6Am2/kg)的平面分布及 χ與 SIRM 的相關性Fig.2 The contour map of χ(10–8m3/kg), SIRM(10–6Am2/kg), HIRM (10–6Am2/kg) and the correlation between χ and SIRM

SIRM主要取決于鐵磁性礦物的類型和含量卻不受順磁性礦物和抗磁性礦物的影響, 能很好地指示樣品的磁性物質含量。研究區(qū)χ和SIRM呈現出很好的正相關性(圖2), 由于SIRM/χ同時受到磁性礦物種類和顆粒大小的影響, 當一個參數固定時可以指示另一個參數的變化, 因此圖中表現出兩組線性相關關系。SIRM與χ的正相關關系表明盡管受到順磁性、抗磁性礦物的影響, 在東海陸架χ仍可以作為指示磁性礦物含量的指標?？紤]到赤鐵礦的磁性比磁鐵礦小數個數量級, 可以認為研究區(qū)χ的變化代表了樣品中磁鐵礦含量的變化。

S–100和 S–300的值反映了樣品中亞鐵磁性礦物(如磁鐵礦)和不完整反鐵磁性礦物(如針鐵礦和赤鐵礦)的比例, 亞鐵磁性礦物含量越高, S–100和S–300的值越高(Kim et al, 2013)。當 S–100值大于 70%或者 S–300大于90%時表明樣品中亞鐵磁性礦物占主導地位(王雙,2014)。東海陸架表層沉積物中S–100平均值為86.5%,所有樣品 S–100值均大于 70%。S–300變化范圍為91.9%—97.9%, 平均值達到 94.2%, 即經-300mT磁場磁化后, 樣品所攜帶的剩磁已接近飽和, 說明樣品中亞鐵磁性礦物占主導, 同時存在不完整反鐵磁性礦物。

κ-T曲線可以通過居里溫度來有效地判斷磁性礦物的種類(Geissman, 2004; 王雙, 2014;王雙等,2016)。圖 3表明東海陸架典型表層沉積物樣品從室溫加熱至 700°C, 磁化率呈緩慢增長趨勢, 直至500°C附近有一明顯增長, 到達530°C時磁化率急劇下降, 在 580°C附近下降接近 0, 這一溫度與磁鐵礦的居里溫度相一致。在冷卻過程中, 磁化率在580—400°C之間急劇增加, 表明在加熱過程中產生了大量的磁鐵礦。

研究區(qū)北部表層沉積物樣15及杭州灣附近內陸架的表層沉積物樣 31, κ-T曲線變化趨勢一致, 從室溫加熱至約250°C, κ非常緩慢的增加; 從250°C加熱至約 300°C, 磁化率有小幅度下降; 從 300°C左右至400°C, κ值明顯增大; 400°C 加熱至 440°C 左右, κ又出現小幅度下降表明了磁赤鐵礦的存在, 因為在這一溫度區(qū)間磁赤鐵礦會轉變?yōu)槿醮判缘某噼F礦(Dunlop et al, 2001); 當溫度從 440°C 上升至 530°C左右, κ值明顯增大, 表明在這一溫度區(qū)間內可能有弱磁性礦物(含鐵硅酸鹽礦物或黏土礦物)加熱轉化形成強磁性礦物(磁鐵礦等); 在約530°C之后, κ值急劇下降, 到590°C左右下降至只有室溫的1/10左右, 這是由于樣品中磁鐵礦加熱至居里溫度出現解阻所致;從590°C至約670°C, κ緩慢降低趨近于零, 表明樣品中有赤鐵礦的存在。在冷卻過程中κ在590°C下降至400°C過程中快速升高, 表明在加熱過程中有大量的磁鐵礦形成, 溫度從400°C降至室溫, κ值持續(xù)下降,可能表明磁鐵礦轉化成了弱磁性的赤鐵礦或者單疇磁性顆粒在降溫過程中被解阻(劉健等, 2007)。室溫下, 加熱后樣品的к值約是加熱前к值的4倍也證實了在加熱過程中形成了大量的強磁性礦物。

研究區(qū)東南部樣品45的κ-T曲線變化相對簡單,從室溫加熱至 400°C左右 κ值緩慢增長, 400°C至440°C左右略有下降, 從 440°C加熱至 530°C左右 κ值明顯增加; 在約 530°C 之后, κ值急劇下降; 從590°C至約670°C, κ緩慢降低趨近于零。降溫曲線κ在 590°C 下降至 400°C 過程中快速升高, 溫度從400°C降至室溫過程中, κ值持續(xù)下降。表明樣品中磁性礦物主要為磁鐵礦和磁赤鐵礦, 同時存在赤鐵礦。

閩浙沿岸泥質區(qū)樣品61和71的κ-T曲線同樣表明樣品中磁性礦物以磁鐵礦和磁赤鐵礦為主, 同時含少量的赤鐵礦。

3.2 東海陸架表層沉積物磁性物質的磁疇特征

頻率磁化率 χfd%反映了超順磁和單疇界限附近細黏滯性超順磁顆粒對磁化率的貢獻。研究區(qū)西部內陸架及東北部濟州島西南泥質區(qū)樣品χfd%>3%, 表明這些區(qū)域表層沉積物礦物顆粒中超順磁顆粒含量較多, 而其他區(qū)域χfd%<3%則表明超順磁顆粒在磁性顆粒中含量很少(Maher et al, 1999)(圖4)。

χARM對單疇晶粒比較敏感, 研究區(qū) χARM內陸架及研究區(qū)東北部出現高值, 中外陸架值相對較低, 表明內陸架及東北部沉積物中單疇顆粒含量高。比值參數χARM/χ可以指示亞鐵磁性礦物晶粒的大小, 高值反映了較多的單疇顆粒, 低值則表明含有較多的多疇或超順磁顆粒。χARM/SIRM與χARM/χ類似, 但不受超順磁顆粒的影響, 低值反映了高含量的較粗的多疇顆粒(Oldfield, 1994)。由圖 4可以看出, 東海陸架χARM/χ和χARM/SIRM有一致的分布趨勢, 在研究區(qū)西部內陸架及研究區(qū)東北部 χARM/χ>10, χARM/SIRM>60×10–5m/A, 表明在這兩個區(qū)域沉積物磁性礦物晶粒中單疇和準單疇顆粒占主導地位, 而在其他區(qū)域χARM/χ<10, χARM/SIRM<60×10–5m/A 則說明沉積物中磁性礦物晶粒以較粗的準單疇和多疇顆粒為主。在29°N附近χARM/χ和χARM/SIRM均出現一向東延伸的舌狀高值區(qū)。

綜上所述, 磁學參數 χfd%、χARM、χARM/χ及χARM/SIRM 值的分布都表明在內陸架及研究區(qū)東北部磁性礦物顆粒以單疇顆粒為主, 而在中外陸架則以準單疇和多疇顆粒為主。

圖3 東海典型表層沉積物樣品的κ-T曲線Fig.3 The κ-T curve of typical samples of the East China Sea

圖 4 東海表層沉積物 χfd%(單位: %)、χARM(10–8m3/kg)、χARM/χ和 χARM/SIRM(10–5m/A)等值線分布圖Fig.4 The distribution of χfd% (unit: %), χARM (10–8m3/kg), χARM/χ, and χARM/SIRM (10–5m/A) contours of the East China Sea

3.3 東海陸架表層沉積物磁學特征分類

SIRM/χ可以指示磁性礦物顆粒的大小, 隨著礦物顆粒的減小而增大; S–300的值則代表了樣品中亞鐵磁性礦物和不完整反鐵磁性礦物的比例, 亞鐵磁性礦物含量越高 S–300越大。通過對東海陸架表層沉積物的SIRM/χ-S–300散點圖分析可以將研究區(qū)沉積物劃分為三種類型(圖 5)。第一種類型沉積物磁性礦物粒度最細, SIRM/χ值介于 12×103—17×103A/m 之間,S–300最小, 范圍為 92%—94%; 第二類沉積物磁性礦物粒度中等, SIRM/χ值介于 8×103—15×103A/m 之間,S–300值分布范圍最廣為92%—98%; 第三類沉積物磁性礦物粒度最大, SIRM/χ介于6×103—9×103A/m之間,S–300較大, 為 95%—97%。沉積物的 SIRM/χ-SIRM 散點圖同樣將研究區(qū)沉積物分成了三類, 第一類沉積物中磁性礦物含量較多且粒度最細, SIRM 值介于6121×10–6—10171×10–6Am2/kg 之間; 第二類沉積物中磁性礦物含量最少且顆粒較粗, SIRM 值介于2740×10–6—7693×10–6Am2/kg 之間; 第三類沉積物中磁性礦物含量高且顆粒最粗, SIRM 值介于 8120×10–6—9942×10–6Am2/kg 之間。

根據 SIRM/χ-S–300, SIRM/χ-SIRM 散點圖分析并結合沉積物粒度特征及沉積環(huán)境, 將東海陸架表層沉積物磁學特征進行了分類(圖 6)。類型一主要分布在內陸架及研究區(qū)東北部, 這兩個區(qū)域的沉積物磁性礦物粒度細, 磁性礦物含量多, 亞鐵磁性礦物比例相對較低; 中外陸架的大部分沉積物都屬于第二類沉積物, 其磁性礦物粒度中等, 磁性礦物含量最少,但亞鐵磁性礦物所占比例要比類型一高; 在研究區(qū)東部, 出現與類型一二都不同的幾個沉積物站位, 其磁性礦物顆粒粗, 含量高, 亞鐵磁性礦物比例也高。

4 討論

4.1 磁學特征與粒度的關系

圖5 東海陸架表層沉積物磁學參數散點圖Fig.5 The scatter diagram of magnetic parameters of surface sediments in the East China Sea

東海陸架表層沉積物平均粒徑在2.00—7.73Φ之間, 平均值為 4.73Φ, 最小值出現在研究區(qū)南部為2.00Φ, 最大值為 7.73Φ, 出現在浙江沿岸內陸架(圖 7)。在內陸架及研究區(qū)東北部, 沉積物粒度細,現代物質來源豐富。中外陸架沉積物粒度粗, 缺乏現代細粒物質的輸入且長期受到黑潮等強動力流的沖刷。在 29°N附近出現一從內陸架向東延伸的舌狀細粒沉積物高值區(qū), 表明了細粒沉積物的跨陸架輸送。

圖7 東海表層沉積物平均粒徑(Ф)等值線分布Fig.7 The contour map of mean grain size of surface sediments in the East China Sea (Ф)

Fig.8 東海陸架表層沉積物磁學參數與粒度的關系Fig.8 Relationships between magnetic parameters and particle size of surface sediments in the East China Sea continental shelf

SIRM 反映了沉積物中磁性礦物的多寡, 將SIRM與砂、粉砂、黏土含量做相關性分析(圖8)。發(fā)現第一類沉積物中磁性礦物的含量與粒度相關性最高, 與砂含量成負相關, 與粉砂、黏土含量呈明顯正相關。而第二、三類沉積物SIRM與粒度參數無明顯相關性。第一類沉積物主要分布在內陸架及研究區(qū)東北部, 內陸架沉積物以現代長江來源的細粒沉積物為主, 研究區(qū)東北部則有黃海沿岸流搬運來的老黃河物質的影響, 這一類型沉積物整體粒度較細、分選程度較低, 磁性礦物含量最高(SIRM 值大), 由于磁性礦物主要分布在細粉砂粒級中(Zhanget al, 2003,2008; Liuet al, 2010), 因此磁性礦物含量隨粉砂含量的增加而明顯增加(圖 8)。第二類沉積物廣泛分布在東海中外陸架, 長期受到臺灣暖流等較強水動力的沖刷, 且相對缺乏現代細粒陸源物質的供應, 因此粒度較粗分選程度高, 磁性礦物含量較低(SIRM 值小),所以磁性礦物含量與粒度粗細并沒有明顯的相關性。第三類沉積物其粒度特征、沉積環(huán)境與第二類沉積物相似, 但其磁性礦物含量很高, 應該是由地形變化及沉積物在搬運過程中差異性沉積引起的, 在 75m等深線東南部, 地形起伏不平造成礦物含量的變化, 石榴石、鈦鐵礦、磁鐵礦、鋯石等比重較大的穩(wěn)定和較穩(wěn)定礦物形成與地形起伏一致的小斑塊高值區(qū)分布(陳麗蓉, 2008)。

對比平均粒徑及反映沉積物中磁性礦物磁疇顆粒的參數χfd%、χARM、χARM/χ及χARM/SIRM 的分布, 發(fā)現它們具有很好的一致性(圖4, 圖7), 由于沉積物的分選作用均表現出近岸值高向海逐漸降低的趨勢。選取χARM與粒度參數進行相關性分析, 發(fā)現兩者具有一定的相關性(圖8), 黏土含量越高,χARM值越大, 即沉積物磁性礦物中單疇顆粒越多, 表明沉積物的粒度對磁疇顆粒的大小具有控制作用。第一、二、三類沉積物在圖8中被很好的區(qū)分出來。在內陸架及研究區(qū)東北部, 沉積物粒度細, 沉積物中的磁性礦物以單疇為主, 屬于第一類型的沉積物。在研究區(qū)的中外陸架沉積物粒度較粗, 磁性礦物以準單疇和多疇為主,屬于第二類型的沉積物。在χfd%、χARM、χARM/χ及χARM/SIRM的平面等值線分布圖中也存在29°N附近從內陸架向東延伸的舌狀高值區(qū),與粒徑分布一致(圖4, 圖 7), 這一舌狀高值區(qū)表明了現代細粒物質的跨陸架輸運, 向東可延伸至 124.5°E附近。前人研究認為東海存在明顯的跨陸架鋒(CPFs), CPFs的存在對內陸架物質向外陸架的輸送具有重要意義(Wanget al,2008; Heet al, 2010; Yuanet al, 2010), 因此本文認為研究區(qū)中部單疇顆粒向東延伸的舌狀高值區(qū)的形成與跨陸架鋒的存在有直接關系。

4.2 磁學特征與碎屑礦物鑒定的對比

研究區(qū)表層沉積物碎屑礦物的分離及鏡下鑒定結果表明, 磁性礦物主要由磁鐵礦、鈦鐵礦和赤鐵礦組成, 此外有部分嵌有磁鐵礦的角閃石顆粒。磁學參數χ、SIRM、S–100和S–300及κ-T曲線表明研究區(qū)磁鐵礦對沉積物磁性貢獻最大, 同時表明有赤鐵礦及磁赤鐵礦的存在。經鑒定磁鐵礦在0.063—0.25mm粒級中顆粒平均百分含量為 0.8%, 在研究區(qū)西南部,東部及虎皮礁附近出現高值區(qū)(圖9), 與χ及SIRM具有很好的一致性。在碎屑礦物鑒定結果中, 研究區(qū)北部內陸架磁鐵礦等磁性礦物含量較低, 但χ及SIRM均出現高值。推斷原因一是在研究區(qū)沉積物碎屑礦物中含有較多的嵌有磁鐵礦顆粒的角閃石, 部分單顆粒角閃石中嵌有多顆磁鐵礦, 按慣例在碎屑礦物鑒定過程中并未將其歸入磁鐵礦, 但這部分礦物顆粒對沉積物的磁學性質起到了不可忽略的作用。其次碎屑礦物鑒定只鑒定了 63—250μm 粒級的礦物含量,而沉積物磁性測量包含了所有粒級, 因此二者結果存在一定的差異。對比碎屑礦物鏡下鑒定結果與沉積物磁學參數發(fā)現, 環(huán)境磁學參數可以較好的反映沉積物中磁性礦物的含量高低, 尤其是亞鐵磁性礦物(磁鐵礦)的含量。

圖9 東海陸架表層沉積物中磁鐵礦和赤鐵礦顆粒百分含量(%)分布Fig.9 Contour map in content of magnetite and hematite (unit: %)

4.3 磁學特征的物源指示

前人研究表明, 長江和黃河沉積物的磁學特征具有明顯的區(qū)別, 長江沉積物磁性較黃河沉積物強(王永紅等, 2004; 邢云, 2007; 牛軍利等, 2008),S–100-SIRM散點圖(圖10)中長江沉積物和黃河沉積物明顯位于不同的區(qū)域。將研究區(qū)沉積物投點在S–100/SIRM 散點圖上, 發(fā)現大部分東海陸架表層沉積物與長江沉積物磁學性質更相似。第一類沉積物與長江物質一致, 表明這類沉積物主要來源于長江, 長江入海物質在長江沖淡水和閩浙沿岸流的作用下向西南擴散, 由于臺灣暖流的阻擋作用主要分布在內陸架。第二類沉積物與長江物質磁學性質相似但SIRM有所減小, 結合陳麗蓉(2008)測年及碎屑礦物組合結果認為該類沉積物以古長江物質為主, 由于缺乏現代細粒物質輸入, 沉積物粒度較粗而導致SIRM值變小。第三類沉積物在S–100/SIRM圖中完全分布在長江物質區(qū)域, 具有沉積物粒度粗, 磁性礦物含量高的特點, 地形起伏變化和沉積物分選是造成其與第二類沉積物磁性礦物含量不同的主要因素。第一、二類沉積物中各有部分站位S–100/SIRM 值與長江沉積物存在差異(圖10), 這部分站位主要分布在研究區(qū)東北部及西南部閩浙沿岸。研究區(qū)東北部沉積物磁學性質更接近黃河物質特征是受到黃海沿岸流搬運來的老黃河口侵蝕再懸浮沉積物的影響。在碎屑礦物鑒定中發(fā)現西南部閩浙沿岸磁鐵礦礦物形態(tài)表現為片狀, 表面有鐵銹存在因此判斷為近岸人類活動影響造成。同時由于甌江磁鐵礦含量較高(平均值為 21.1%), 閩浙沿岸附近站位沉積物有可能受到甌江物質的影響。此外, 某些站位早期成巖作用也會導致沉積物中磁性礦物含量降低改變其磁性特征以致出現磁學性質與長江差異較大的現象。綜上磁學特征表明東海陸架沉積物主要來源于長江, 同時部分受到黃河物質的影響, 人類活動及小河流物質的輸入在近岸也起到了一定控制作用, 這與前人在沉積學、地球化學等方面的研究結論相一致(Liuet al, 2006; 王中波等, 2012;Liet al, 2012; 石學法等, 2015)。

圖10 研究區(qū)與長江、黃河沉積物磁學參數對比Fig.10 S–100/SIRM of the sediments in the study area, the Changjiang (Yangtze) River and the Huanghe (Yellow) River

5 結論

(1) 東海陸架表層沉積物中的磁性礦物主要有磁鐵礦、磁赤鐵礦和赤鐵礦, 其中磁鐵礦主導了研究區(qū)沉積物的磁學性質。研究區(qū)西部內陸架及東北部濟州島西南泥質區(qū)沉積物中磁性礦物顆粒細, 以單疇、準單疇為主, 同時含有較多的超順磁顆粒。而在研究區(qū)中外陸架, 磁性礦物顆粒較粗以準單疇和多疇為主, 很少出現超順磁顆粒。

(2) 根據東海陸架表層沉積物的磁學參數S–300、SIRM/χ及 SIRM 的特征將沉積物分為三類。第一類沉積物主要分布在西部內陸架及研究區(qū)東北部, 以現代細粒沉積物為主, 磁性礦物含量高且磁性礦物含量與粉砂黏土含量成正相關關系; 第二類分布在中外陸架, 以較粗的殘留沉積物為主, 磁性礦物含量低, 磁性礦物含量與粒度大小并無明顯相關性; 第三類沉積物分布在研究區(qū)東部具有磁性礦物含量高,粒度粗的特征。沉積物顆粒一定程度上控制了磁性礦物顆粒的大小, 不同區(qū)域沉積物中磁性礦物的含量與粒度大小相關性不同。

(3) 磁學參數χ、SIRM的高值區(qū)與碎屑礦物鑒定中磁鐵礦的高含量區(qū)一致。此外碎屑礦物鏡下鑒定發(fā)現部分角閃石中嵌有磁鐵礦顆粒, 這部分礦物對沉積物磁學特征的影響不可忽視。

(4)S–100-SIRM 散點圖顯示, 東海陸架大部分區(qū)域沉積物磁學特征與長江沉積物一致, 表明物質來源于長江。研究區(qū)東北部受到黃海沿岸流搬運來的黃河物質的影響,因此磁學性質呈現出黃河物質特征。閩浙沿岸部分站位受到早期成巖作用, 人類活動及甌江物質的影響沉積物磁學特征與長江物質存在差異。

致謝 感謝孫承武等老師參加航次樣品采集, 感謝青島海洋地質研究所王雙老師在試驗中的幫助?？茖W三號考察船全體船隊員在調查航次中付出了辛勤勞動, 在此一并致謝。

王 雙, 2014. 黃渤海表層沉積物磁學特征及其環(huán)境指示意義.青島: 中國海洋大學碩士學位論文, 32—48

王 雙, 王永紅, 2016. 黃渤海表層沉積物環(huán)境磁學特征分類及物源診斷. 第四紀研究, 36(1): 216—226

王中波, 楊守業(yè), 珣張志等, 2012. 東海陸架中北部沉積物粒度特征及其沉積環(huán)境. 海洋與湖沼, 43(6): 1039—1049

王永紅, 沈煥庭, 張衛(wèi)國, 2004. 長江與黃河河口沉積物磁性特征對比的初步研究. 沉積學報, 22(4): 658—663

牛軍利, 楊作升, 李云海等, 2008. 長江與黃河河口沉積物環(huán)境磁學特征及其對比研究. 海洋科學, 32(4): 24—30

邢 云, 2007. 基于磁性特征的長江口和黃河口表層沉積物比較研究. 上海: 華東師范大學碩士學位論文, 28—58

劉 健, 秦華峰, 孔祥淮等, 2007. 黃東海陸架及朝鮮海峽泥質沉積物的磁學特征比較研究. 第四紀研究, 27(6):1031—1039

李家彪, 2008. 東海區(qū)域地質. 北京: 海洋出版社, 1

陳麗蓉, 2008. 中國海沉積礦物學. 北京: 海洋出版社,123—137

周 鑫, 劉 毅, 程文翰等, 2011. 黃東海陸架區(qū)表層沉積物磁化率空間分布及其影響因素分析. 地球環(huán)境學報, 2(2):356—361

潘大東, 王張華, 陳 艇等, 2015. 長江口表層沉積物礦物磁性分區(qū)特征及其沉積環(huán)境指示意義. 海洋學報, 37(5):101—111

石學法, 劉升發(fā), 喬淑卿等, 2015 中國東部近海沉積物地球化學: 分布特征、控制因素與古氣候記錄. 礦物巖石地球化學通報, 34(5): 885—894

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

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

Brachfeld S A, Banerjee S K, 2000. Rock-magnetic carriers of century-scale susceptibility cycles in glacial-marine sediments from the Palmer Deep, Antarctic Peninsula. Earth and Planetary Science Letters, 176(3—4): 443—455

Creer K M, Morris A, 1996. Proxy-climate and geomagnetic palaeointensity records extending back to Ca. 75000 BP derived from sediments cored from Lago Grande di Monticchio, Southern Italy. Quaternary Science Reviews,15(2—3): 167—188

Dekkers M J, 1997. Environmental magnetism: an introduction.Geologie en Mijnbouw, 76(1—2): 163—182

Dunlop D J, ?zdemir ?, 2001. Rock Magnetism: Fundamentals and Frontiers. New York: Cambridge University Press,1—573

Evans M E, Heller F, 2003. Environmental Magnetism: Principles and Applications of Enviromagnetics. San Diego: Academic Press, 299

Geissman J, 2004. Environmental magnetism: principles and applications of enviromagnetics. EOS, Transactions American Geophysical Union, 85(20): 202

He L, Li Y, Zhou H et al, 2010. Variability of cross-shelf penetrating fronts in the East China Sea. Deep Sea Research Part II: Topical Studies in Oceanography, 57(19—20):1820—1826

Hounslow M W, Morton A C, 2004. Evaluation of sediment provenance using magnetic mineral inclusions in clastic silicates: comparison with heavy mineral analysis.Sedimentary Geology, 171(1—4): 13—36

Kim W, Doh S J, Yu Y et al, 2013. Magnetic evaluation of

sediment provenance in the northern East China Sea using

fuzzy c-means cluster analysis. Marine Geology, 337: 9—19 Li C, Yang S Y, Zhang W G, 2012. Magnetic properties of sediments from major rivers, aeolian dust, loess soil and desert in China. Journal of Asian Earth Sciences, 45:190—200

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, Zhu R X, Li G X, 2003. Rock magnetic properties of the fine-grained sediment on the outer shelf of the East China Sea: implication for provenance. Marine Geology, 193(3—4):195—206

Liu S M, Zhang W G, He Q et al, 2010. Magnetic properties of East China Sea shelf sediments off the Yangtze Estuary:influence of provenance and particle size. Geomorphology,119(3—4): 212—220

Luo C, Zheng Y, Zheng H B et al, 2016. Temporal and spatial variations in magnetic properties of suspended particular matter in the Yangtze River drainage and their implications.Journal of Asian Earth Sciences, 124: 204—213

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

Maher B A, Thompson R, 1999. Quaternary Climates,Environments and Magnetism. Cambridge: Cambridge University Press, 390

Maher B A, Watkins S J, Brunskill G et al, 2009. Sediment provenance in a tropical fluvial and marine context by magnetic ‘fingerprinting’ of transportable sand fractions.Sedimentology, 56(3): 841—861

Milliman J D, Shen H T, Yang Z S et al, 1985. Transport and deposition of river sediment in the Changjiang estuary and adjacent continental shelf. Continental Shelf Research,4(1—2): 37—45

Milliman J D, Yang Z S, 2014. Chinese-U.S. sediment source-to-sink research in the east China and Yellow Seas: a brief history. Continental Shelf Research, 90: 2—4

Oldfield F, 1994. Toward the discrimination of fine-grained ferrimagnets by magnetic measurements in lake and near-shore marine sediments. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 99(B5): 9045—9050

Robinson S G, Sahota J T S, Oldfield F, 2000. Early diagenesis in North Atlantic abyssal plain sediments characterized by rock-magnetic and geochemical indices. Marine Geology,163(1—4): 77—107

Schmidt A M, von Dobeneck T, Bleil U, 1999. Magnetic characterization of Holocene sedimentation in the South Atlantic. Paleoceanography, 14(4): 465—481

Thompson R, Oldfield F, 1986. Environmental Magnetism.London: Allen & Unwin

Thouveny N, Moreno E, Delanghe D et al, 2000. Rock magnetic detection of distal ice-rafted debries: clue for the identification of Heinrich layers on the Portuguese margin.Earth and Planetary Science Letters, 180(1—2): 61—75

Verosub K L, Roberts A P, 1995. Environmental magnetism: past,present, and future. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 100(B2): 2175—2192

Walden J, Slattery M C, Burt T P, 1997. Use of mineral magnetic measurements to fingerprint suspended sediment sources:approaches and techniques for data analysis. Journal of Hydrology, 202(1—4): 353—372

Wang W J, Jiang W S, 2008. Study on the seasonal variation of the suspended sediment distribution and transportation in the East China Seas based on SeaWiFS data. Journal of Ocean University of China, 7(4): 385—392

Wang Y H, Dong H L, Li G X et al, 2010. Magnetic properties of muddy sediments on the northeastern continental shelves of China: implication for provenance and transportation.Marine Geology, 274(1—4): 107—119

Wang Y H, Yu Z G, Li G X et al, 2009. Discrimination in magnetic properties of different-sized sediments from the Changjiang and Huanghe Estuaries of China and its implication for provenance of sediment on the shelf. Marine Geology, 260(1—4): 121—129

Watkins S J, Maher B A, 2003. Magnetic characterisation of present-day deep-sea sediments and sources in the North Atlantic. Earth and Planetary Science Letters, 214(3—4):379—394

Watkins S J, Maher B A, Bigg G R, 2007. Ocean circulation at the Last Glacial Maximum: a combined modeling and magnetic proxy-based study. Paleoceanography, 22(2),http://dx.doi.org/10.1029/2006PA001281

Wheeler A J, Oldfield F, Orford J D, 1999. Depositional and post-depositional controls on magnetic signals from saltmarshes on the north-west coast of Ireland.Sedimentology, 46(3): 545—558

Yuan D L, Hsueh Y, 2010. Dynamics of the cross-shelf circulation in the Yellow and East China Seas in winter.Deep Sea Research Part II: Topical Studies in Oceanography,57(19—20): 1745—1761

Zhang W, Xing Y, Yu L et al, 2008. Distinguishing sediments from the Yangtze and Yellow Rivers, China: a mineral magnetic approach. The Holocene, 18(7): 1139—1145

Zhang W G, Yu L Z, 2003. Magnetic properties of tidal flat sediments of the Yangtze Estuary and its relationship with particle size. Science in China Series D: Earth Sciences,46(9): 954—966