研究样品为采自西太平洋东马里亚纳海盆东北缘采薇海山附近的柱状沉积物(MABC19孔), 所处区域为NW向链状分布的麦哲伦海山区的一部分(图1), 整个海山区属于大型断块状隆起, 延长近1200km, 海山区的海山年龄在80~100Ma(韦振权, 2015)。该柱状沉积物的采样方式为箱式采样, 采样后放置于远离金属物质和磁场的冷藏环境中保存。站位坐标为15.6660° N、154.3278° E, 取样水深5559m, 岩心总长68cm, 沉积物主要为深黄褐色软泥, 从顶至底无明显颜色变化, 未见岩性变化界线, 无明显沉积间断。按照2cm间隔采古地磁样品共34个, 封装在规格为2× 2× 2cm³的陶瓷盒中, 按照0.5cm间隔取散样共136个。

图 1

Fig.1

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	图 1 东亚季风区风尘沉积研究钻孔位置Fig.1 Location of boreholes for study of eolian sediments in East Asian Monsoon region

对古地磁样品进行各种古地磁学测试。天然剩磁的测量在中国科学院南海海洋研究所完成, 测试使用2G-755磁力仪。首先测量各样品的天然剩磁, 然后在交变磁场中逐步退磁, 并测量相应剩磁。退磁交变场峰值强度依次为: 5mT、10mT、15mT、20mT、25mT、30mT、40mT、50mT、60mT、65mT、70mT、75mT、80mT、90mT和100mT。在天然剩磁测量前, 用Bartington MS2型磁化率仪测量样品的体积磁化率, 以样品3个方向测量的平均值作为样品的体积磁化率(κ )。非磁滞剩磁(ARM)的测量使用LDA-5交变退磁仪和JR-6旋转磁力仪完成, 将样品置于50 μ T的直流场和峰值达100mT的交变磁场下获得非磁滞剩磁, 然后使用旋转磁力仪进行测量, 再在交变退磁仪中分别经过峰值强度为20mT、40mT和60mT的交变磁场退磁, 并测量每一步退磁后的剩磁。饱和等温剩磁(SIRM)的产生方法是使用MMDM10脉冲磁力仪, 使待测样品在室温下, 在峰值为1 T的脉冲磁场中获得SIRM, 并在旋转磁力仪中测量剩磁大小。然后经过与ARM相同的退磁步骤, 测量得到每一步退磁后的剩磁。选取代表性样品, 使用Micromag 3900磁强计在-1000~1000mT的磁场范围中获得磁滞回线。κ 、ARM、SIRM和磁滞回线的测试均在中山大学磁学实验室完成。

粒度测试方法是取少量样品, 加入浓度为10%的双氧水去除有机质, 搅拌后反应24 h, 再加入浓度为10%的盐酸去除碳酸盐, 搅拌后反应24 h, 并用蒸馏水清洗2次。加入10mL浓度为0.05mol/L的(NaPO₃)₆分散剂, 再用超声波震荡5min。使用Mastersizer3000型激光粒度仪完成粒度测试, 该粒度仪的测试范围为0.01~3000μ m, 重复测量的相对误差小于2%。经上述前处理的样品用滴管滴在玻璃片上晾干, 再粘附在导电胶上, 使用Zeiss Sigma场发射扫描电镜进行观察。扫描电镜观察在中山大学地球科学与工程学院扫描电镜实验室完成。

MABC19孔中沉积物主要由黏土组成, 其次为极细粉砂, 极细粉砂及以下的组分占总体含量的约70%, 粗粉砂以及砂级别的碎屑含量极少。样品所在区域水深达到5559m, 无法以常规的氧同位素地层学等方法建立钻孔地层的年代标尺, 我们尝试以地球磁场相对强度变化进行对比, 对沉积物年龄进行约束。交变退磁结果(图 2)显示, 样品的退磁矢量特征稳定, 磁性矿物类型较为单一, 以低矫顽力的磁铁矿为主, 磁性矿物浓度与磁性矿物粒度参数在整个钻孔中没有大的变化(图 3), 是理想的提取地磁场相对古强度信息的沉积物样品。

图 2

Fig.2

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	图 2 西太平洋MABC19孔代表性样品的正交矢量投影图与退磁曲线 退磁投影图中实心圈为水平面投影, 空心圈为垂直面投影Fig.2 NRM vector plots and demagnetization curves for typical samples from Core MABC19, Western Pacific

图 3

Fig.3

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	图 3 西太平洋MABC19孔样品岩石磁学结果(κ 、ARM和SIRM)和粒度组成随深度的变化Fig.3 Down-core variations of rock magnetism(κ , ARM and SIRM)and grain size distribution of the samples from Core MABC19, Western Pacific

地球磁场相对强度的重建, 通常采用以ARM或SIRM归一化天然剩磁(NRM)强度的方式获得(Roberts et al., 2013)。根据ARM或SIRM与NRM矫顽力谱变化的趋势是否相似, 而选择采用ARM或SIRM作为归一化因子。图 4显示了使用2种环境磁学参数(ARM和SIRM)对NRM归一化的结果。分别以20mT、40mT和60mT 这3个交变磁场峰值下的退磁数据, 以及20~60mT的退磁矢量差, 共4种方式, 计算归一化结果。从图 4可以看出, NRM/ARM值比NRM/SIRM值更分散, 也就是说, SIRM的逐步退磁结果更接近天然剩磁NRM, 二者的矫顽力谱更为一致。因此, 选择SIRM作为该样品的地磁场相对古强度归一化的参数。

图 4

Fig.4

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	图 4 西太平洋MABC19孔样品20mT、40mT、60mT退磁强度以及20~60mT退磁矢量差的ARM与SIRM对NRM进行归一化结果随深度的变化Fig.4 NRM/ARM and NRM/SIRM vs. depth in Core MABC19 from Western Pacific at 20mT, 40mT and 60mT demagnetization steps respectively and as difference intensity between the steps at 20mT and 60mT

为了去除沉积物中高矫顽力磁性矿物的影响, 最终选择20~60mT的退磁矢量差来重建相对古强度(RPI)。其表达式为:

RPI=NRM_(20-60)mT/SIRM_(20-60)mT

相对古强度(RPI)随着深度的变化情况如图 5中黑色曲线所示, 与标准曲线Sint-800(Guyodo and Valet, 1999)、GIOPIS-75(Laj et al., 2004)和PISO-1500(Channell et al., 2009)有良好的可对比性。样品RPI曲线上的峰值与谷值均能在标准曲线中找到对应, 但由于样品的分辨率不够高, 标准曲线中的许多小转折未能在样品RPI曲线上得到体现。

图 5

Fig.5

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	图 5 西太平洋MABC19孔RPI曲线与Sint-800(Guyodo and Valet, 1999)、GLOPIS-75(Laj et al., 2004)和PISO-1500(Channell et al., 2009)3条相对强度标准曲线的对比Fig.5 Relative paleointensity(RPI)of Core MABC19 from Western Pacific correlated to Sint-800(Guyodo and Valet, 1999), GLOPIS-75(Laj et al., 2004)and PISO-1500(Channell et al., 2009)

此外, 样品RPI曲线的起伏程度与标准曲线相比在相对值大小上存在一些差异, 这些差异可能是因为沉积速率过低的平滑效应或者环境因素未完全修正、非偶极子地磁场的作用等因素导致(Thouveny et al., 2004)。

整个钻孔的RPI曲线与3条曲线均有良好的对应关系(图 5)。将RPI曲线峰— 谷与各标准曲线的峰— 谷进行对应, 得到8个年龄控制点(表 1), 年龄控制点之间的年代序列通过线性内插法获得, 控制点以外的年代序列通过线性外推的方法获得, 此外, 由于此钻孔的采样方式是箱式采样, 顶部有一定的沉积物损失, 综合整个钻孔的沉积速率, 将钻孔顶部年龄定在~5ka, 从而得到本钻孔年龄— 深度模式(图 6)。

图 6

Fig.6

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	图 6 西太平洋MABC19孔年龄— 深度模式图Fig.6 Age-depth model of Core MABC19, Western Pacific

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 西太平洋MABC19孔基于RPI曲线的年代控制点 Table 1 Correlation ages based on RPI of Core MABC19, Western Pacific 年代控制点编号 深度/cm 年龄/ka 误差/ka B1 10 10.58 ± 0.76 B2 14 15.92 ± 0.06 B3 22 25.40 ± 0.36 B4 28 27.89 ± 0.17 B5 36 41.13 ± 0.48 B6 48 51.67 ± 0.39 B7 56 64.37 ± 0.30 B8 62 72.60 ± 0.54

表 1 西太平洋MABC19孔基于RPI曲线的年代控制点 Table 1 Correlation ages based on RPI of Core MABC19, Western Pacific

选取代表性样品, 将经过双氧水和盐酸处理后的碎屑物质烘干、分散, 在扫描电镜下观察其中的颗粒形貌特征, 放大倍数达8000倍。镜下可见许多磨圆度为次棱角— 次圆状石英颗粒, 其粒径大小为1~5μ m(图 7-A, 7-B)。这些石英颗粒表面可见撞击痕迹和不规则坑等表面微结构, 是典型的风成成因证据(孙有斌和安芷生, 2000), 且与图 7-C、7-D中所示的其他研究中海洋沉积物中风尘物质颗粒(刘毅, 2012; Wan et al., 2007)有着相似的形貌结构。说明样品中的碎屑物质中存在以石英颗粒为代表的来自陆地的风尘组分, 且这一部分颗粒的粒径范围为1~5μ m。

图 7

Fig.7

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图 7 西太平洋MABC19孔沉积物中疑似风尘物质扫描电镜照片与其他研究中风尘物质扫描电镜照片对比 A, B— MABC19孔沉积物中疑似风尘物质扫描电镜照片, C— 中国南海西沙东岛湖泊沉积物中风尘物质颗粒扫描电镜照片(Liu et al., 2015); D— 中国南海北部海区ODP1146站位海底沉积物中风尘物质颗粒扫描电镜照片(Wan et al., 2007)Fig.7 Field Emission-Scanning Electron Microscopic photographs of suspected grains in Core MABC19 from Western Pacific comparing with Field Emission-Scanning Electron Microscopic photographs of eolian dust from other studies

通过对沉积物样品粒度分析结果进行数学处理, 提取出对环境变化敏感的组分或端元, 以此作为重建古气候、古环境依据的方法广为应用(Prins et al., 2000; 孙东怀等, 2001; 向荣等, 2006)。通过粒级— 标准偏差法分析MABC19孔中每一粒级所对应含量的标准偏差变化, 得到4个环境敏感组分及其分布范围。它们的峰值分别为: 1.0~1.3μ m、2.0~2.6μ m、9.8~11.9μ m、21.7~32.0μ m(图 8), 据此划分4个粒度组分分布范围分别为: 组分1, < 1.5μ m; 组分2, 1.5~4.26μ m; 组分3, 4.26~11.98 μ m; 组分4, > 11.98μ m。分别提取4个粒度组分相对含量的变化(图 9)。结合前述扫描电镜下观察到的风尘物质颗粒可以推断, 粒径较小的组分1与组分2主要为风尘来源的碎屑物质, 而组分3与组分4粒径相对较大, 其来源和组成较为复杂。研究表明, 硅质生物碎屑如硅藻、放射虫和海绵骨针等, 往往成为海洋沉积物中的重要组成部分, 对海洋沉积物粒度分析结果产生影响(张晋等, 2016)。为了确定MABC19孔中硅质生物碎屑对环境敏感粒级组分提取结果的影响, 选取了该钻孔中不同深度的10个样品, 重复2.2节中所述的粒度测试预处理方法, 且在蒸馏水清洗过盐酸过后加入浓度为1%的氢氧化钠溶液, 去除样品中的生物硅。重新测得的粒度结果按照前述4个粒级组分划分方式统计含量变化, 并将数据点绘制在4个环境敏感组分含量变化曲线中。如图 9中绿色的点所示, 去除沉积物中的生物硅后, 各敏感组分含量变化最为明显的是组分3, 而对于代表风尘来源物质的组分1和组分2来说, 其在总体碎屑物质中所占的相对含量有增大, 但在整个钻孔中的含量总体趋势变化不大。同时, 在扫描电镜下观察到了一些硅质生物碎屑(图 10), 这些碎屑物质粒径分布在10~40μ m之间, 推测为组分3的主要组成部分。除此之外, 也不排除组分3和组分4中包含有经洋流搬运来的周围海山的物质及冰筏沉积的可能。综上, 虽然不能对组分3和组分4的物质组成和来源给出全面的解释, 但可以肯定的是, 组分1和组分2可以被提取为代表该深海沉积物钻孔中风尘来源的物质。本研究着眼于探讨该研究区风尘物质的记录, 因此计算了组分1和组分2的平均粒径(图 9中红色曲线), 将这一参数作为MABC19钻孔中风尘物质粒度变化的指标。

图 8

Fig.8

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	图 8 西太平洋MABC19孔粒级— 标准偏差分析结果Fig.8 Grade-standard deviation analysis results of Core MABC19, Western Pacific

图 9

Fig.9

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	图 9 西太平洋MABC19孔各环境敏感组分含量变化曲线 蓝色、紫色曲线分别代表各粒级组分相对含量, 绿色点代表经NaOH处理过的样品各粒级组分相对含量结果, 红色曲线代表组分1和组分2平均粒径Fig.9 Down-core variations of each environmentally sensitive grain-size components of Core MABC19, Western Pacific

图 10

Fig.10

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	图 10 西太平洋MABC19孔沉积物中硅质生物碎屑的扫描电镜照片Fig.10 Field Emission-Scanning Electron Microscopic photographs of biogenic silica fragments in Core MABC19, Western Pacific

研究区位于东马里亚纳海盆, 处于海沟东侧且远离大陆, 因而沉积物中不可能含有通过大陆河流输入的组分, 基于这样的地形背景, 风尘输入应为该区碎屑沉积物的主导来源之一。MABC19孔的磁化率结果与全球氧同位素曲线SPECMAP(Imbrie, 1984)自~80ka以来有一致的变化, 说明该孔沉积物中的磁性矿物有效地记录了古环境变化的信息。如图 11, 样品的剩磁矫顽力(Hcr)变化于32~36mT之间, 总体呈向上增加的趋势; SIRM_60mT/SIRM的值从~10%向上逐渐增加到~13%, 且在MIS3/MIS2转换阶段(~30ka)增幅明显。由于表示磁性矿物粒度的参数ARM/SIRM随年代变近呈减小的趋势, 也就是说磁性矿物的粒度随年代变近有所变粗, 因此Hcr和SIRM_60mT/SIRM的增加, 不是磁性矿物的粒度效应导致, 而应该是沉积物中含有的高矫顽力磁性矿物(如赤铁矿)含量相对增加导致。已有研究证实, 远洋沉积物中高矫顽力磁性矿物是研究陆地来源风尘物质的良好载体(Yamazaki et al., 1991; Zhang et al., 2018)。远洋沉积物中所含的赤铁矿一般来源于内陆, 可以反映内陆源区的干旱化以及风尘物质的运输过程, 且较多赤铁矿的存在指示的是干冷的环境条件(张普纲等, 2003; Maher et al., 2010)。因此, 钻孔记录中表示高矫顽力磁性矿物相对含量总体呈增加趋势的参数, 反映了研究区自~80ka以来总体上接受了逐渐增多的风尘物质输入, 意味着亚洲中部风尘物质源区自~80ka以来总体上干旱化程度逐渐增强。在MIS3/MIS2由间冰期向冰期转换阶段, 高矫顽力风尘组分输入量增多, 指示亚洲中部风尘源区转变为较干冷的气候条件。但是高矫顽力磁性矿物的记录在MIS2/MIS1由冰期向间冰期转换阶段没有体现出明显的变化, 是受限于本研究中所采用的地磁场相对古强度定年方法在钻孔上部的年代控制点具有较大不确定性, 因此MIS2/MIS1阶段的记录在此不予讨论。此外, 在MIS4/MIS3转换阶段(~57ka), 高矫顽力磁性矿物没有记录风尘输入量的变化, 其原因有待更深入研究。

图 11

Fig.11

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	图 11 西太平洋MABC19孔磁性参数、粒度参数与全球氧同位素曲线(Imbrie et al., 1984)、泾源黄土中值粒径(Sun et al., 2010)对比Fig.11 Magnetic parameters, grain-size parameter of Core MABC19 from Western Pacific and their comparison with global oxygen isotope curves(Imbrie et al., 1984) and mean grain size records from Jingyuan loess(Sun et al., 2010)

风尘物质通过高空气流长途搬运, 当距离风尘源区超过1000~2000km时, 风尘物质的粒度和成分已与大气流的能量趋于平衡而保持稳定, 因此风尘物质的粒度可以反映搬运风力强度的变化(Rea, 1994)。从区域地理位置上看, MABC19站位所处的位置在北半球, 菲律宾海东侧、太平洋西部, 该位置的大洋沉积物中的陆源风尘物质载体只可能是由干旱的亚洲大陆吹向大洋的东亚冬季风或西风急流。我们综合分析北太平洋、日本海、西太平洋、菲律宾海和中国南海的风尘记录, 尽管重建风尘记录的指标不尽相同, 但研究者们都对各自研究区的海洋风尘物质的载体做了解释。位于北太平洋的ODP 885/886站位、V21-146站位、H3571站位、1208站位、LL44-GPC3站位、KK75-02站位以及位于日本海的U1430站位(图 1), 其陆源风尘物质的携带动力都是西风急流(Janecek and Rea, 1983, 1985; Hovan et al., 1989; Rea et al., 1998; Zhang et al., 2016; Shen et al., 2017)。而地理位置靠南的中国南海1146站位, 以及菲律宾海3050站位、菲律宾海3047站位等(图 1), 无论从现代观测还是从地质历史时期风尘物质来源重建的角度出发, 菲律宾海区域基于黏土矿物、元素及Sr-Nd-Si同位素等指标的绝大部分研究工作都支持该区的风尘物质主要来自于亚洲东部沙漠地带, 其主要携带动力为东亚冬季风(Wan et al., 2007, 2012; 戴璐和翁成郁, 2010; Shao et al., 2011; Xu et al., 2012; Jiang et al., 2013; Xiong et al., 2013)。此外, 研究表明, 现代的西风急流的中心冬季位于43° N~45° N之间, 夏季位于45° N~50° N之间(Barry and Chorley, 1976), 而MABC19站位所处的纬度为15.67° N, 几乎不可能受到西风急流的影响。因此对于MABC19钻孔, 代表风尘来源的环境敏感组分1和组分2的平均粒径变化记录的应当是东亚冬季风强度变化。

此粒度参数表现为自~80ka以来, 风尘物质的粒径呈2阶段划分, 在~30ka之前阶段的风尘物质粒径整体小于~30ka之后的风尘物质粒径, 指示着在~30ka的MIS3/MIS2转换阶段, 东亚冬季风强度显著增大, 这一变化在黄土中有同样记录(图 11中黑色曲线; Sun et al., 2010)。

将MABC19钻孔的风尘物质平均粒径曲线与泾源黄土中值粒径作对比(图 11), 它们不仅共同记录了上述~30ka前后东亚冬季风强度的增强, 两者在整个MIS3阶段的记录也高度一致, 均表现为在~57~50ka的东亚冬季风强度较小, 在~50ka之后东亚冬季风强度增大, 又在之后的~40ka东亚冬季风强度快速减小。

但是MABC19孔的风尘物质平均粒径与泾源黄土中值粒径变化情况还存在着诸多不一致, 如在~78~57ka时段内, MABC19孔的记录指示着东亚冬季风强度呈增大趋势, 而泾源黄土的记录则指示着东亚冬季风呈减小趋势。这说明西太平洋的MABC19钻孔与黄土记录了不完全一致的东亚冬季风强度变化信号。这可能是高空风尘输送机制的海、陆差异的反映。

对比本研究中位于西太平洋钻孔的粒度数据与位于黄土高原泾源黄土剖面的粒度数据, 可以直观地得知距离风尘物质源区更近的泾源黄土风尘物质粒径范围在20~40μ m, 而距离源区更远的MABC19钻孔风尘物质粒径范围主要在1.51~4.26μ m(组分2), 两者相差约10倍, 这意味着能被东亚季风携带至远至西太平洋地区的风尘物质颗粒大小远小于携带至黄土高原的风尘物质。而在风尘物质源区, 只有当携带风尘物质的西北风遇到强烈上升气流后, 更小粒径的物质才能被带入高空, 才可能被长距离传输(岳乐平等, 2004)。所以, 虽然同样依赖于东亚冬季风这一风尘物质传输介质, 相对远源的西太平洋与相对近源的黄土与相比, 必然有着不同的风尘物质输送机制, 最大可能是由于风尘物质输送有着不同高度的层位而造成的不一致。

根据现代卫星和雷达观测资料, 在北半球上空, 850 hPa气压相应高度的风场是风尘物质远距离传输的关键层位(Iwasaka et al., 1983), 而1000 hPa气压相应高度的风场是近地表高度的风场, 与地表天气关系密切。Liu等(2012, 2015)统计了1952— 2008年期间中国华南地区11月至次年3月平均气温的变化趋势, 将这些年份根据冬半年平均温度划分为冬季风强年和冬季风弱年, 并对不同高度的水平风场进行合成分析, 结果显示主要输送风尘物质的850 hPa气压相应高度差值风场在中国东南沿海、南海以及本研究所针对的西太平洋区域在冷冬年份时期并没有出现与1000 hPa气压相应高度相同的差值北风, 反而在冬季风南下路径上表现出一定弱势, 与地表冬季风强度呈反向相关。这一研究结果支持了本研究结果揭示的风尘物质高空远距离传输至西太平洋海域和黄土高原地区有着不同的输送机制, 且主要与传输高度相关。本研究认为, 不同沉降区的风尘物质粒度参数反映的是特定的携带风尘物质特定高度的风场强度变化情况, 黄土高原由于更靠近风尘物质源区, 其风尘物质粒度参数记录了较近地表风场的强度变化, 在本研究区所处的西太平洋采薇海山一带, 其风尘物质粒度变化更多的记录了较高空风尘物质输送层位的风场强度变化。

上述关于海、陆风尘物质记录的东亚冬季风强度差异性的分析仅是定性的初步推断, 对于东亚冬季风不同高度风场携带输运风尘物质的机制及其在长时间尺度上的变化还有待更进一步的研究。