大厂凹陷MIS3阶段以来沉积物地球化学特征分析
时间：2023-06-20 13:40:05 来源：柠檬阅读网 本文已影响 人 
刘晓燕, 戴训也, 袁四化
(1.河北省地震动力学重点实验室, 三河 065201; 2.防灾科技学院地球科学学院, 三河 065201;3.中国地质大学(北京) 地球科学与资源学院, 北京 100083)
晚更新世末次冰期期间,北大西洋深海沉积物有孔虫氧同位素记录表明,气候经历了剧烈的降温阶段(MIS2)[1]、反复多次的千年尺度的大规模冰筏碎屑Heinrich事件[2]和冰消期期间的多次冷暖交替气候事件,其中新仙女木事件(Younger Dryas,YD)是冰期向全新世冰后期的最后一次快速气候变冷事件[3],这次事件的出现也标志着气候状态正式转暖进入全新世冰后期阶段。
同时期内,中国东亚季风区也经历了明显的冷暖变化。这些气候事件与地质载体中记录的气候变化基本同步,如中国南方的洞穴石笋[4]、中国黄土高原的黄土[5]以及黄、渤海的沉积物[6-7]。
图1 区域地质背景及采样剖面位置图Fig.1 Regional geological background and geographical position of the sampling profile
学者们在中国北方季风区开展大量工作。Li等[7]认为在山东半岛万年时间尺度上不同沉积载体的季风变化特征与全球气候变化具有较为一致的认识。Yang等[8]认为,在末次冰盛期(Last Glacial Maximum, LGM)期间和YD时期冬季风占主导,温暖期则伴随夏季风的增强。同样在毛乌素沙漠区千年尺度的气候变化也反映了东亚冬季和夏季季风的交替变化,这是该时期全球气候变化的区域反应[9]。华北地区发育大面积河湖相沉积,为古气候研究的良好载体,研究认为日照是该区最后一次冰消融变暖的最终触发因素。保定平原气候记录表明,该区河流沉积相变与区域黄土气候变化密切相关[10]。北京平原区的河湖相沉积记录表明,该区存在千年尺度气候事件,与全球气候具有一定同步性[11]。但是有关千年尺度的事件的记录存在差异,另外关于该区的末次冰期的气候记录也存在一些不同认识[8,12-13]。大厂凹陷位于华北平原西北,紧邻北京平原,该区作为区域地质凹陷区,第四系沉积物发育良好,具备研究古气候的天然载体,虽然前人在该区开展过相关研究,但限于孢粉气候带的划分[14]、磁化率变化旋回分析[15]、磁性地层学[16-17]等方面。在前人工作基础上,现采用高密度14C测年方法和地球化学指标综合分析大厂凹陷天然剖面末次冰期-冰消期的沉积物千年尺度古气候演变特征,讨论气候变化驱动因素,研究结果可有助于全方位理解中国华北地区季风气候区特征,为全球气候变化研究提供基础数据。
研究区位于北京平原东部,东亚季风区的西北部,属于现代河流形成的冲积平原。整体位于华北平原的北缘,北倚燕山,西邻太行,东南至渤海。晚新生代地层发育[18-20],不同时期的断陷活动使该区形成了一系列地垒与地堑[21]。其中大厂凹陷与大兴凸起被三河-平谷地震带的发震断裂夏垫断裂相隔开来(图1)。第四纪期间,受夏垫断裂的活动性影响,两盘发生不同程度的差异沉积[22]。作为下降盘的东南盘,第四系沉积较为发育和连续,是研究第四纪古环境演变的良好场所。前人在该区已开展古地震旋回周期[23-24]、磁性地层学[25]和天文旋回[15]等相关研究,为本研究的开展奠定基础。
本次研究的剖面位于大厂凹陷西缘夏垫齐心庄(图1),构造位置属于夏垫断裂的上盘。采样剖面厚约9 m,未见底,早期沉积物以黑色、黑灰色黏土夹粉砂为主,晚期沉积物以黄褐色、土黄色黏土质粉砂和黏土为主,如图2所示。剖面自下而上的顺序分别采集了8件放射性碳14C测年样品和15件地球化学沉积物样品,样品的14C年龄的测试由北京大学考古研究所完成。
图2 采样剖面及深度-沉积年龄拟合图Fig.2 Chart of sample profile and sedimentary ages
本次地球化学元素测试使用仪器是(ICP-MS)ELEMENT ME-MS61型双聚焦电感耦合等离子质谱仪,根据实验要求,测试过程中加入标准样3件。将所采集的第四纪沉积物样品自然风干后,用玛瑙研钵研制至200目,依次用王水、盐酸、硝酸和高纯水在110 ℃煮容器,分别放置2 d,最后一步每2 d煮沸1次共煮2次。然后采用酸溶法分解样品,具体步骤如下:①样品称量前在105 ℃温度下烘干2～3 h;②在精密天平上沉重0.05 g;③加高纯水润湿样品;④加硝酸1 mL,氢氟酸0.5 mL,放置电热板上140 ℃蒸干;⑤加硝酸1.5 mL,氢氟酸0.5 mL,双氧水0.5 mL放入高压伏,拧紧,放入烘箱,温度设定为190 ℃,烘干48 h;⑥放置电热板140 ℃蒸近干,加硝酸1 mL,140 ℃蒸干;⑦加50%硝酸3 mL拧紧放入高压伏,放入150 ℃烘箱烘干12 h;⑧定溶上机测试。
3.1 剖面年龄
通过8个加速器质朴获取的放射性碳14C年龄之间的线性插值建立了齐心庄沉积剖面的年龄模型(图2)。结果表明,该剖面沉积序列的年龄跨度为8.2～32.5 ka B.P.。该结果与前人在相邻沉积剖面的年代测试结果一致[16,26],整体平均沉积速率为26.6 mm/a。
3.2 主要氧化物含量结果
表1为主要氧化物的测试结果,表明:SiO2值为最高,其次为Al2O3,另外TFe2O3和CaO的值相差不多,说明本剖面沉积物呈现明显的富硅、铝现象。图3为齐心庄剖面的氧化物含量随着深度的垂直变化,整体上看,Al2O3与TFe2O3、MgO、CaO、MnO等含量具有基本一致的变化趋势,且随气候变化呈现不同的变幅。
表1 齐心庄剖面沉积物主要氧化物含量Table 1 Typical trace main oxyde content of sediment profile in Qixinzhuang
3.3 沉积物微量元素测试结果
表2为该剖面沉积物的微量元素测试结果,表明:微量元素的Sr和Ba相对其他微量元素呈现明显的高值。图4为齐心庄剖面的微量元素含量随着深度的垂直变化。Sr和Ba呈现较为一致的变化规律,与Rb、Sc、V、Pb和Cr 5种元素呈现的变化趋势相反。总体表现出5段大致相似的变化规律,一定程度上反映了环境变化的规律。
图3 齐心庄剖面沉积物XRF分析曲线Fig.3 Vertical profile of the XRF analysis of the sediments in Qixinzhuang section
表2 齐心庄剖面沉积物典型微量元素含量Table 2 Typical trace element content of sediment profile in Qixinzhuang
续表
图4 齐心庄剖面沉积物微量元素质量分数曲线Fig.4 Vertical profile of trace elements versus depth of the sediments in Qixinzhuang section
4.1 沉积物主量元素含量变化分析
过去气候特征可以通过影响沉积物中的地球化学行为的方式而被记录下来[27],表生沉积物中的元素含量变化直接反映气候、沉积环境及元素自身化学性质的影响[27-29]。K、Na属于活泼易溶元素,在化学风化作用初期,便易发生流失;随着化学风化程度的加深,较为稳定的元素Ca、Mg等元素也以碳酸盐的形式发生流失;环境变化越是温暖,地表沉积物中的稳定元素的流失越彻底,最终Si元素也以胶体的形式流失,最终风化的物质通过不同的地质营力在合适的地貌位置沉积下来。因此,沉积物中不同性质的氧化物的含量的多少可以反映环境变化的程度[30-31]。
温暖湿润的气候条件下,化学风化程度高,淋溶作用相对较强,活泼元素大量迁移,而Al、Mg、Mn稳定元素相对富集。而SiO2和Na2O的变化规律和Al2O3、TFe2O3、MgO相反,在湿润气候条件下,最容易被流失的Na2O,在剖面的总含量相对较少,反映了该区总体温湿的气候背景。K2O的变化规律与Al2O3、TFe2O3、MgO含量在垂向上出现了较为一致性的现象,而K2O与Na2O具有较为一致的化学性质,这有悖于元素的性质与气候的关系,认为可能原因是K+已被吸附所导致。这一点在其他研究中也有出现[32]。
对于微量元素来讲,一般通过微生物的活动呈现富集和亏损的状态。微生物的活动性的强弱则受气候环境变化的直接影响[27]。温度高、环境湿润则有利于微生物的活动,则微量元素较为富集,反之,则含量较低。因此,可以通过微量元素的多少来反映环境变化的趋势。
4.2 沉积物元素比值含量的古气候意义
鉴于沉积物含量变化的复杂性,那么在确定沉积物地质营力和来源的情况下,则可以较有效地分析其在气候环境变化的趋势。通过分析前人在该剖面相邻剖面开展的沉积物粒度分析可知[26],在齐心庄剖面的沉积物平均粒径的变化与本文研究的氧化物及微量元素的变化,二者之间并不存在明显的相关性,那么可以推测沉积环境对其含量变化的影响较小。
基本上,即含量的变化可以反映出气候变化的趋势。在第四纪古气候环境的反演过程中,除了直接应用单个氧化物或微量元素环境指标以外,还常采用氧化物含量比值来反映气候变化趋势[31-36]。Al2O3含量高表明为湿热的环境条件;在沉积物中,Na元素含量高时说明为降水少、干旱的环境,K/Na的比值大说明为湿热的气候条件;K/Na减小,说明气候趋于干旱的自然环境。Al/Na比值高,说明气候湿热;比值小,环境较干旱。
在表现风化程度方面,化学蚀变指数(chemical index of alteration, CIA)和化学风化指数(chemical index of weathering, CIW)这两个指标应用广泛,其数值越大,说明风化程度越高。一般而言,当CIA介于0.4～0.5表示沉积物未受化学风化,CIA介于0.5～0.65反映的为寒冷干燥的气候条件[37]。其中,化学蚀变指数(CIA)表达式为
(1)
表达式实质上是Al2O3与不稳定氧化物的比值,该值与风化程度成正相关,比值越大,风化强度越大。表达式中CaO*的计算方法为CaO*=0.35×2Na2O/62。
化学风化指数(CIW)表达式为
(2)
CIW与CIA计算原理相似,但在计算过程去除了元素K,这是为了后期成岩作过程中K的沉积再循环作用对结果产生影响,所以在钾元素含量高的地层中CIW则不太适用。
图5 元素比值随深度变化曲线与CHZK1钻孔δ13Corg[11]、粒度参数[44]、格陵兰冰芯氧同位素[37]和葫芦洞石笋氧同位素对比图[42]Fig.5 Comparison of element ratios with depth and δ13Corgin CHZK1 borehole[11], grain size parameters[44],Greenland ice core oxygen isotope[37]and oxygen isotope correlation diagram of Huludong stalagmite[42]
另外,定量化古温度方面主要考虑沉积物的赤铁矿的矿化程度,一般来说,与气候的冷暖变化呈线性关系,即赤铁矿的矿化程度越高,则反映的气候越加炎热湿润;相反,赤铁矿的矿化程度越低,则反映气候干燥和凉爽[37]。推算公式为
(3)
式(3)中:t为推算的古温度值;T为某地区的现今年平均气温;M为某样品Fe3+/Fe2+与平均值之差;m为各样品的Fe3+/Fe2+平均值,计算结果如图5所示。
4.3 气候变化及影响因素分析
14C测年结果表明,大厂凹陷齐心庄剖面的沉积时代从32.5 ka到8.2 ka,跨越深海氧同位素3阶段-1阶段(MIS3-MIS1)[1],主体处于深海氧同位素2阶段(MIS2),MIS3阶段为末次冰期中的一个较温暖的间冰阶状态,MIS2时为末次冰期的全盛期阶段,也称为末次冰盛期阶段,MIS1包括末次冰消期至冰后期的气候状态[1,38]。同期的暗针叶林孢粉记录表明,北京地区此时处于极端寒冷的气候[39]。
来自格陵兰冰芯,北大西洋,欧亚大陆的古气候记录表明,在末次冰盛期期间气候不稳定并包括一系列万年-百年尺度气候事件[40-45],如Bølling-Allerød暖期(B-A,14.7～12.9 ka)和新仙女木事件(12.9～11.7 ka)等(图5)。这些气候证据也同样发现在东亚季风区,葫芦洞地区14.7～12.9 ka温暖和湿润状态以及12.9～11.7 ka寒冷干旱的气候状态可能与B-A暖期与新仙女木事件有互相对应的关系[42]。北京地区的千年尺度H气候事件,相对前后时期末次冰期盛冰期(MIS2)呈现相对寒冷的气候状态,这种变化与区域全球事件具有一定的同频性[11]。另外,该区石笋δ18O记录也表明其变化可反映区域夏季风强弱变化,指示该区气候受区域气候的影响[46]。
大厂凹陷地区气候指标中变化比较强烈波动出现在14.7～10.7 ka时段,气温较之前也具有明显的波动(图5),此时古温度呈现从8～19 ℃大幅度的变化,主量、微量元素、CIA、CIW等指标在该时段也出现相同的从高而低的变化特征。北大西洋西部的中纬度的海洋表面温度迅速增加到15～17 ℃[47]。对于32.5～14.7 ka B.P.的主量、微量元素变化及气温的变化中,古温度整体变幅不大,基本维持在10 ℃左右,除K/Na与Al/Na氧化物比值变幅较大,CIA与CIW的变化幅度较弱或基本维持不变,这一点与前人在邻区北京平原昌平钻孔的研究结果具有一定可比性[11],整体趋势的变化与格陵兰冰芯氧同位素所呈现趋势也基本一致,但是与此时葫芦洞石笋氧同位素呈现的变化趋势稍有不同[42],这可能与不同研究载体的取样密度有关。总体上说,该区气候变化的规律和特征受控于整体冬季季风区域内的气候变化机制影响。这些地质记录支持了MIS3-1阶段的东亚季风区对全球气候事件的沉积响应。
在大厂凹陷西缘的齐心庄剖面开展了放射性碳14定年和地球化学主、微量测试研究工作。定年显示,该区整体沉积速率较快,没有出现沉积间断,这与所处的构造地貌位置相关。在MIS3-1(30.55～10.8 ka)期间,14.7～11.7 ka的古温度显示8～19 ℃的大幅度变化,这与其他地球化学指标综合表明该区气候与东亚季风区气候变化具有很好的一致性,而这种一致性也体现在全球B-A暖期与YD新仙女木冷期事件。但在MIS2早期气候变化趋势与区域气候对比,细节存在偏差,这与采样密度的多寡不无关系,今后可以加强本区更长时间尺度和更高密度的相关研究。
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