福州盆地全新世沉积物的磁学性质及其对环境变化的响应

苏志华，杨小强，阳 杰，郑 卓，乐远福，王建华

1 中山大学地球科学系，广州 510275

2 中国科学院地球环境研究所黄土与第四纪地质国家重点实验室，西安 710075

3 中山大学广东省地质过程与矿产资源探查重点实验室，广州 510275

1 引 言

福州盆地位于中国东南部，是在闽江注入东海的过程中形成的海陆过渡区域.其位于东亚季风区，由季风控制的降雨量变化通过影响陆源碎屑的输入量，对区域的沉积过程产生重要影响.同时，全新世的海平面升降控制着该区域氧化还原环境，成岩作用也对该区域沉积特征打上了深刻烙印.另外，福州盆地是新石器文化高度繁荣、古人类活动强度较大的区域，在盆地内发现了大量新石器人类文化遗址，如庄边山遗址[9］、昙石山遗址[10］、浮村遗址[11］等古文化遗址.研究该区域的环境变化过程，对了解过去气候变化对人类社会的影响也是不可多得的理想区域.但是对该区域高分辨率的研究仍然十分稀少[3］.因此，本文主要从环境磁学方法入手，结合年代学测试，讨论陆源碎屑输入、海平面变化、成岩作用与沉积物磁学性质之间的关系，以期为开展三角洲区域的环境磁学研究提供基础材料.

2 区域概况

福州盆地面积约1478.6m2，位于中国大陆东南部的福建沿海中部，为早更新世山间断陷盆地[12］.盆地周围由海拔80～450m的低山丘陵所环抱，闽江从盆地中部穿切而过，注入东海.盆地基底由燕山晚期花岗岩和侏罗系花岗岩组成，中更新世时期长期稳定，并发育红色风化层，晚更新世中晚期持续沉降并开始接受沉积.整个沉积体系包括海相、陆相和海陆交互相，其沉积结构复杂，厚度由于基底地形的变化从几米到几十米不等，最厚达70多米[13-14］.

本文的研究钻孔FZ5（119°07′48.2″E，26°06′52.8″N）位于福州盆地西北侧，其海拔～12m，距闽江河道～4km（图1）.钻孔采用无磁性塑料岩芯套管旋转钻进的方法，直到基岩.岩芯长约12.74m，取芯率＞95%以上，无明显的沉积间断.其底部12.74～7.9m沉积物为青灰色粘土，7.9～7.5m为含砾粉砂、含砾砂，7.5～7.0m是泥炭层，7.0～3.0m转变为灰褐色、黄褐色粘土，3.0m以上为人工填土.

图1 FZ5钻孔地理位置图Fig.1 Simplified geologic map of the Fuzhou Basin and the FZ5core location

3 样品采取及实验方法

将钻孔岩芯沿纵向分割开后，利用Bartington MS2磁化率仪测量样品的体积磁化率（κ），然后用U-Channel型（2cm×2cm×150cm）无磁性塑料管垂直压入岩芯纵截面连续取样，进行沉积物天然剩磁（NRM）、非磁滞剩磁（ARM）、等温剩磁（IRM）等磁学参数的测量.另外选取1.9cm×1.9cm×1.9cm的立方体样品和粉末样品进行饱和等温剩磁（SIRM）获得曲线，剩磁矫顽力谱（Bcr），磁滞回线和热磁曲线等岩石磁学测试.

对U-Channel型连续样品，在2G-760超导磁力仪系统以2cm为间距，首先分别在0～90mT的交变场区间（步长为10mT）对沉积物NRM进行逐步退磁并测量其剩磁.然后施加峰值为80mT的交变场和0.05mT直流场测量非磁滞剩磁（ARM），再分别施加20，40，60，80mT的交变磁场进行逐步退磁，并测量其剩磁.将样品在2G-760IRM脉冲磁力仪施加1T脉冲场磁化后，在2G-760系统测量样品的饱和等温剩磁（SIRM），再施加与ARM相同的交变场进行退磁和测量其剩磁.再次对样品施加1T脉冲场和-300mT的反向磁场，测得等温剩磁IRM-300mT，定义比值IRM-300mT／IRM1T为选择部分平行样品，在MicroMag3900变梯度磁力仪系统测量沉积物的磁滞回线参数；部分干燥粉末样品分别利用VFTB系统和KLY-3S／CS-3系统测量沉积物磁化强度（J）和磁化率随温度（T）（从室温到700℃）的变化曲线 （加热速率为30°／min）（磁化强度在空气环境下测量，磁化率在氩气环境下测量；3.86m，4.8m处的两个样品分别在空气和氩气环境下两次测量）.所有磁学实验均在中国科学院地质与地球物理研究所古地磁学与地质年代学实验室完成.

分别在约4.8m和约10.18m深度选择两个沉积物颜色显著不同的代表性样品，反复进行湿法循环磁分选后，进行扫描电镜／能谱分析（仪器型号：S-520／ISIS-300，在中山大学测试中心完成）和X射线衍射分析（仪器型号：日本理学D／MAX IIIa，在南京大学地球科学与工程学院完成）.

4 14C测年

首先挑选3个植物碎屑或全岩有机质样品在不同的14C实验室进行年代学的测定（表1）.每个样品分为一份、两份或三份，在中国科学院广州地球化学研究所、北京大学核物理与核技术国家重点实验室和美国国立海洋科学加速器质谱实验室（NOSAMS）进行样品的预处理和测试.样品5.107（11.26m）和5.104（10m）为取自钻孔底部粘土层中的木块，其中样品5.104分成两份送样到北京大学核物理与核技术国家重点实验室和中国科学院广州地球化学研究所进行测试，实验结果具有很好的一致性，为7170～6940cal.yr BP.第三个样品5.101（7.4m）为一块较大的树干，取自于富含有机质的泥炭层，由于泥炭层为海平面变化的良好标志物，为获得准确的年龄结果，把样品5.101分成三份，分别在三个不同的实验室进行年龄测试，测年结果极为相近，为约1900cal.yr BP.由于在FZ5钻孔的其它部位未发

实际浇筑过程中采用分层浇筑的方式，采用机械震捣手段完成，震捣过程中震捣仪的移动间距要适宜，捣震的过程中不得触碰相关的设备，如预埋件、钢筋等，采用不同的振捣方法，混凝土的浇筑厚度有所不同，具体如下：采用插入式震动，浇筑层厚度为振捣器作用部分长度的1.25倍；如果是表面震动，无筋或配筋稀疏结构的浇筑层厚度为25cm，配筋较密结构的浇筑层厚度为15cm；附着式震动的浇筑层厚度为30cm；入工捣固的浇筑层厚度为20cm

表1 福州盆地FZ5钻孔AMS14C年龄结果Table 1 Accelerator mass spectrometry（AMS）dates for sediments of the FZ5core

现14C测年材料，而所有的测年样品均位于钻孔中部、中下部，无法确定钻孔顶、底的沉积年龄，考虑三角洲盆地沉积速率变化大的特点，本文没有通过对年龄控制点进行线性内插的方法建立FZ5钻孔的年代标尺.

5 实验结果

5.1 沉积物中磁性矿物类型

两个代表性样品的X射线衍射结果显示，样品的磁性矿物类型总体具有相似性，均存在磁铁矿、赤铁矿、菱铁矿、黄铁矿和胶黄铁矿（图2a）.但从衍射峰的强度分析，～4.8m的样品，赤铁矿含量显著而磁铁矿含量较少，胶黄铁矿的信息比较微弱；而～10.18m的样品，磁铁矿含量较多，胶黄铁矿衍射峰比较显著；该样品中，在扫描电镜下可以发现呈圆球性的铁硫化物（图2b）.

进一步的岩石磁学实验，显示与X射线衍射相似的结果.11个代表性样品的SIRM获得曲线显示（图3a），其在300mT时所有样品均没有达到饱和磁化，获得的剩磁强度大约为SIRM的72%～95%，当磁场达到800mT时，才达到饱和磁化，表明样品中主要控磁组分除低矫顽力磁性矿物之外，还存在一定量的中-高矫顽力矿物.沉积物的Bcr谱和磁滞回线清楚地显示两类磁性矿物组合（图3（b，c））.其一是7.9m之上的样品，Bcr值在60～80mT之间，磁滞回线呈细腰特征，至800mT时才趋于闭合（图3c），显示中-高矫顽力组分对沉积物的剩磁产生重要的贡献（3.86m，4.8m，6.22m，7.2m处的样品为代表）[16-17］.另一类型是在7.9m之下的样品，其Bcr＜50mT，磁滞回线在500mT时趋于闭合，显示中-高矫顽力组分对沉积物磁学性质的贡献较小.

图2 代表性样品的X射线衍射（a）及扫面电镜（b）图谱I，伊利石；Q，石英；H，赤铁矿；G，胶黄铁矿；M，磁铁矿；S，菱铁矿；Py，黄铁矿.Fig.2 X-ray powder diffraction pattern（a）and SEM image and energy dispersive spectra（EDS）（b）for representative samples Identified peaks are labeled for illite（I），quartz（Q），hematite（H），greigite（G），magnetite（M），siderite（S），pyrite（Py）.

图3 FZ5钻孔沉积物等温剩磁获得曲线、剩磁矫顽力谱及磁滞回线（a）典型样品的SIRM 获得曲线；（b）Bcr谱；（c）磁滞回线；（d）Day-Plot投影[18］，空心圆圈表示7.9m之上的样品，实心圆圈表示7.9m之下的样品，磁畴边界和SD+MD混合线引自文献[18］，其中SD代表单畴；PSD代表准单畴；MD代表多畴.Fig.3 IRM acquisition curves，coercivity spectra of SIRM and hysteresis loops of representative samples（a）SIRM acquisition curves；（b）Bcrspectra；（c）Hysteresis loops；（d）Day diagram[18］.Hollow （solid）circles represent samples above（below）7.9m，the boundry of magnetism domain is based on Ref.[18］.SD，single domain；PSD，pseudo-single-domain；MD，multidomain.

进一步分析沉积物的热磁曲线特征（图4，5），对Bcr＞50mT的样品（3.86m，4.8m处的样品为代表）其磁化率值加热至～225℃时开始显著升高，至～300℃达到最大值后磁化率值开始衰减.冷却曲线在小于580℃之后开始显著增加，在～350℃达到峰值后，随温度降低呈现逐渐下降的趋势，在室温时远远高于加热曲线.空气环境下磁化率随温度变化曲线呈现出与在氩气环境下相似的特征，但磁化率的最小值一直到650℃之后显现，表明在样品中可能存在赤铁矿.冷却曲线在～310℃左右呈现增加的趋势，表明在加热过程中，黄铁矿可能被氧化形成磁黄铁矿[19］.空气环境下磁化强度随温度变化曲线没有显示与磁化率曲线类似的大幅度升高，部分样品（如7.2m处的样品）的强度一直到～650℃才达到最小值，冷却曲线同样高于加热曲线.

为进一步更清晰地揭示沉积物中磁性矿物对热磁曲线特征的贡献，对同一组样品在氩气环境下分段重复加热，观察其磁化率变化特征（图6a）.对Bcr＞50mT的样品（～7.9m之上），第一次将样品加热至280℃，然后冷却，可以观察到有明显的新的磁性矿物生成；待样品冷却后，第二次加热至350℃，磁化率在约280℃时开始缓慢下降，冷却曲线稍稍低于加热曲线，表明在二次加热过程中没有新的磁性矿物生成；冷却后再次将样品加热至700℃，加热过程中同样在～280℃磁化率开始降低，在450℃左右出现拐点后，继续降低直至～580℃磁铁矿的居里温度附近到最低值，冷却曲线远远高于加热曲线，表明在350之后的加热过程中，新生成大量的磁铁矿.结合X射线衍射结果分析，可认为磁化率曲线在～250℃升高和280℃之后的降低，应该是样品中胶黄铁矿的贡献[20］；而350℃之后磁化率的升高，来自样品中黄铁矿和菱铁矿在加热过程中分解生成新的磁铁矿和磁赤铁矿[19，21-22］.

图6 代表性样品在氩气环境下的分段加热曲线实线表示加热曲线，虚线表示冷却曲线.Fig.6 Temperature-dependence susceptibility measurements for the representative samples in the argon atmosphere Maximal temperatures are 280℃，350℃，450℃，560℃，700℃，Solid（dotted）lines represent heating（cooling）curves.

Bcr＜50mT的样品（图4（f，g，h）；图5（c，d，e））磁化率值在～225℃附近有一微弱的峰值，～420℃开始大幅度上升，至～530℃达到最大值，之后快速降低，至～580℃达最小值（部分样品在650℃之后达最小值），冷却后的磁化率值也远大于加热前的值；空气环境下的磁化强度随温度变化曲线表现出与其类似的特征，显示沉积物中可能含有黄铁矿，其在加热过程中形成磁铁矿[19］.当然不能排除部分含铁硅酸矿物或粘土矿物在加热过程中转变为磁铁矿[23-24］.这些特征表明该类样品中磁性矿物主要为磁铁矿，可能含有少量的胶黄铁矿，部分样品含有少量的赤铁矿.黄铁矿作为顺磁性矿物，可能存在于样品之中.对这部分样品的分段加热曲线也显示（图6b），新生成的磁铁矿也基本集中在400℃～520℃的加热温度区间，应该来自样品中菱铁矿和黄铁矿的综合贡献[19，21-22］.

代表性样品磁滞回线参数Day-Plot投影显示（图3d），～7.9m 之上的样品（3.86m，4.8m，6.22m，7.2m处的样品为代表，在图2d中用空心圆表示）显示该沉积阶段的样品为较小的PSD颗粒矿物.之下的样品为较大的PSD（接近于MD）颗粒矿物，这与沉积物以粘土质沉积为主体的岩性相一致.但是对7.9m之上的沉积物，由于中-高矫顽力磁性矿物的存在，影响粒度判断的准确性，其粒度指示意义仅供参考.

综合以上X射线衍射、扫描电镜和岩石磁学实验结果表明，FZ5钻孔沉积物中磁性矿物类型可以分为两大类组合，一类（12.74～7.9m）主要以PSD颗粒的磁铁矿为控磁矿物，同时含有菱铁矿和黄铁矿及少量胶黄铁矿，个别层位沉积物中含有少量赤铁矿；另一类（7.9～3m）以磁铁矿为主体，赤铁矿的比例较7.9m之下层有所增加，含有菱铁矿，仍然可见少量的胶黄铁矿和黄铁矿.

5.2 环境磁学参数随深度变化

根据沉积物体积磁化率κ、SIRM、ARM以及ARM／SIRM、S300和IRM80mT／SIRM 值随深度的变化特征、岩相特征（包括岩芯的颜色、粒度，以及泥炭层），可以将FZ5钻孔代表的沉积过程划分为三个阶段（图7）.第一阶段从12.74～7.9m，各种磁学参数变化幅度较大.磁性矿物以低矫顽力的磁铁矿为主体，S300平均值为～0.85；个别S300较小的层位，反映了沉积物中含有少量高矫顽力的磁性矿物（赤铁矿）.ARM与SIRM表现出一个明显的从大—小—大的旋回过程，S300比值相应地呈现从高—低—高的变化.说明当磁性矿物浓度较大时，低矫顽力磁性矿物的组分较大，而当磁性矿物浓度降低时，高矫顽力组分适当增加.约10.4m，11.3m和12.3m周围的三个ARM与SIRM的峰值显示了磁性矿物浓度显著增加的三个时期.第二阶段从7.9～7.0m，以岩相从细粒粘土突变至含砾粗砂为标志，S300逐渐降低，从0.91降到0.8左右，IRM80mT／SIRM逐渐升高说明了高矫顽力磁性矿物的比例逐渐增加，与岩石磁学研究的结果相一致（图3（a，b））.κ、ARM与SIRM分别从一个极大值迅速减小到整段岩芯的最低值.ARM／SIRM迅速变小，且整个第二阶段显示了一个持续的低值.第三阶段从7.0～3.0 m，以从下伏的泥炭层突变至灰褐色细粒粘土为标志，是各种磁学参数变化最为显著的一个阶段.尽管在5.5～4.5m段S300较高，IRM80mT／SIRM 较低，但该阶段S300值总体下降，IRM80mT／SIRM值总体上升，显示中-高矫顽力磁性组分对沉积物的磁学性质发挥重要影响，沉积环境开始显著的改变.岩石磁学的结果表明磁铁矿，赤铁矿和菱铁矿等矿物共同成为沉积物中的重要控磁矿物.

5.3 NRM退磁曲线特征

图7 FZ5钻孔环境磁学参数随深度变化曲线，虚线表示沉积阶段界线，δ13 C变化曲线引自文献[3］Fig.7 Downcore variations of environmental magnetic parameters in FZ5core sediments，dotted lines represent the boundry of sedimental stages，δ13 C curves is based on Ref.[3］

不同层位沉积物NRM的交变退磁曲线特征具有很大的差异（图8）.约3～4.4m低S300比值区间，NRM剩磁方向散乱，当交变场峰值达60mT之后，NRM强度衰减约40%～80%后不再变化而保持稳定，显示高矫顽力组分对剩磁的贡献，～4m附近的样品NRM强度甚至随交变场的增大而增加.在约4.4～5.4m高S300比值区间，剩磁方向稳定的趋向原点，至60mT剩磁强度衰减约75%之后，不再变化.约5.4～6.5m之间部分样品方向也比较散乱，在0～20mT交变场之间，NRM强度上升，之后开始不同程度的下降，到60mT时剩磁强度衰减约80%～30%之后保持不变；而另外一部分样品方向相对稳定，在0～30mT之间强度衰减很快，之后基本保持稳定.约6.3m周围的样品NRM强度随交变场的增加强度显著上升.对～6.5m之下的样品，在0～60mT之间剩磁方向比较稳定，大部分样品60mT之后剩磁偏离原来的方向，NRM强度在60mT之后或者保持稳定或者随交变场的增大呈现不同幅度的增加，尤其以8.3～8.6m，10.3～10.5m和12～12.6m之间增加的幅度更为显著.约7.8m，11.3m，11.8m和12.6m几处的样品也表现为随交变场的增加NRM强度增加；另外一部分样品NRM强度随交变场的增加强度一直衰减，剩磁方向也稳定地趋向原点（如7.52m，8.7m处的样品）.

6 讨 论

6.1 沉积物磁学性质对成岩作用的响应

图8 不同层位代表性样品交变退磁特征，方框符号代表水平面投影，圆圈代表垂直面投影Fig.8 Alternate field demagnetization diagram of representative samples in different layers.Panes represent horizontal projection，circles represent vertical projection

岩石磁学及其NRM的交变退磁实验揭示福州盆地沉积物随海平面的升降经历了比较复杂的还原和氧化等成岩作用的影响（图9）.在沉积作用的第一阶段（12.7～7.9m），丰富的有机质为还原作用的发生提供了有利的条件[3］.随着有机质的分解和厌氧细菌的活动，一部分细颗粒的碎屑磁铁矿被还原为菱铁矿和铁硫化物[4，25］.尽管低矫顽力组分仍然是该阶段剩磁的主要贡献者，但黄铁矿成分的出现和NRM的交变退磁特征清楚地显示了还原作用对原生磁性组分的改造和影响.热磁曲线上～250℃附近磁化率值微弱的增加说明黄铁矿化作用过程中的中间产物胶黄铁矿的含量很小，其在持续的成岩作用过程中，被进一步还原为黄铁矿.以热磁曲线500℃附近磁化率值和磁化强度的峰值的大小评估沉积物中黄铁矿的含量和硫化作用的强弱，可以发现随磁性矿物浓度的增加而硫化作用加强，与有机质的含量并不呈正比关系.由于黄铁矿不携带剩磁，我们进一步以胶黄铁矿含量的变化分析硫化作用的强度.沉积物中如果存在稳定单畴（SD）的胶黄铁矿，其NRM在交变退磁过程中，当交变场大于60mT时，由于旋转磁化效应，NRM将不再衰减，而是随交变场的增大而增加[25-27］.因此 NRM60mT-NRM90mT差值的大小可以粗略地估算样品中胶黄铁矿的含量（图10）.三个差值的最小值分别约位于12.6～12.0m，10.6～10.2m和8.4～8.2m，均对应至磁性矿物浓度的峰值和 ARM（0～60mT）／ARM 的极小值，同时磁性矿物的粒度也相对变粗.这种粒度的变化也许与成岩作用将细颗粒的磁铁矿首先溶解有关[4］，但不能否定原始磁性矿物粒度也相对较粗.这一现象发生的原因可能在于当磁性矿物浓度较大时，意味着陆源碎屑物质输入量大，沉积速率较快，孔隙度大，相对丰富的孔隙水在亚热带湿热的气候条件下更容易激发细菌活动，从而产生H2S气体，加强硫化作用.还原作用过程中生成的胶黄铁矿逐渐生长为单畴颗粒（SD），携带一定的剩磁，使SIRM波动的幅度大于κ，即SIRM／κ表现为峰值.还原作用的强度并不是随着时间和深度的增加而增强，而是与沉积物中原始磁性矿物的浓度、粒度和孔隙水中H2S气体的产生量等因素相关，NRM交变退磁实验显示在一些层位（如～7.52m，～8.7m等）没有还原作用的发生.正如 Rowan等[4］和 Demory等[28］所示，影响还原作用的硫化-甲烷转换界面（sulfatemethane transition，SMT）在早期成岩作用过程中是移动的.NRM的退磁曲线约以60mT为界限，存在两种比较稳定的磁性组分，60mT之前的组分稳定地趋向原点，而60mT之后的磁性组分则偏离原点方向.这些结果表明还原作用并没有完全消除原生磁性组分，当细颗粒的磁铁矿被溶解、还原为胶黄铁矿之后，剩下的磁铁矿仍然携带着稳定的特征剩磁.

图9 沉积物氧化、还原作用与海平面变化示意图灰度为100%，50%，20%的曲线分别表示海平面，氧化作用，还原作用.垂直虚线表示现在海平面或者氧化、还原作用的零界面.正1表示海平面升高、还原或氧化作用加强.Fig.9 Illustration of the sulfate reduction or oxidation with sea-level change Curve with 100%，50%，20%grey represent sea-level，oxidation，reduction，respectively.Dotted curve represent the present sea level or the interface has no oxidation and reduction.Positive 1 represent the rising sea level and increasing oxidation or reduction.

沉积过程的第二阶段（～7.9-～7m）和第三阶段（～7-～3m）的早期成岩作用的特征与第一阶段类似，但是第三阶段的中后期（～5.6m之上）与前期表现出较大的差别.在～280～300℃附近磁化率值增加的幅度非常显著，～450℃之后的峰减弱或消失，意味着沉积物中胶黄铁矿的含量增加，黄铁矿的含量减少.从沉积物颜色为黄褐色（图7）、磁性矿物为高矫顽力矿物和已有的工作[3］判断，第三阶段中后期属于陆相、氧化条件下的沉积，同时该阶段有机质的含量显著降低，与硫化作用一般发生在还原条件下的情形相矛盾.这说明在亚热带湿热气候区域，硫化作用发生在沉积后很短的时间内.其发生的原因与该阶段在高沉积速率条件下（在不考虑压实作用的前提下，第三阶段的沉积速率为～0.35cm／yr，而第一、二阶段的沉积速率～0.082cm／yr），堆积物中更富含孔隙水有关.因为孔隙水增加了H2S和硫酸盐的含量和活动性，为成岩作用的发生创造了理想的条件[29］.但硫化作用持续的时间比较短暂，氧化环境对胶黄铁矿的形成和向黄铁矿的转变有重要的抑制作用.在NRM的交变退磁过程中，没有出现胶黄铁矿的旋转磁化特征；在矫顽力高的区间整个退磁过程剩磁方向散乱，而矫顽力低的区间剩磁特征比较稳定地趋向原点.说明后期氧化作用过程中生成的高矫顽力矿物对剩磁的影响远远大于还原作用的影响，基本上改变了沉积物携带的原生剩磁.

6.2 沉积物磁学性质对海平面升降和沉积环境变化的响应

图10 沉积物NRM、ARM及SIRM交变退磁剩磁强度随深度变化曲线.图中粗虚线表示沉积阶段界线，灰色细虚线代表几次强烈的硫化作用阶段，数字符号表示几次强烈的古氧化界面Fig.10 Downcore variations of NRM，ARM and SIRM in the FZ5core，thick dotted line represent the boundry of sedimental stages，grey dashed line represent sulphidation stage，numbers represent strongly paleo-oxidation layers

尽管钻孔沉积物经历了早期硫化作用和氧化作用的改造，使原生磁学性质发生了一定程度的改变.但这种变化并没有完全消除其对沉积环境的响应特征.沉积物岩石磁学与环境磁学参数三个显著的变化阶段，清楚地显示了海陆交互作用过程中磁性矿物的变化过程.尽管钻孔底部缺乏年龄控制，但根据Rolett等[3］的研究可大致估算钻孔底部的沉积年龄约为9cal.ka BP.再根据14C测年结果（表1），可以估算各个阶段对应的沉积年龄.环境磁学参数变化的第一阶段（12.74～7.9m）对应的沉积过程约在9～3cal.ka BP之间，在此期间该区域海平面开始上升、水体逐渐加深[3，30］.沉积物岩石磁学性质以及S300和IRM60mT／SIRM参数均指示了软磁组分磁铁矿为主要控磁矿物，磁性矿物浓度的波动指示了由搬运动力所控制的陆源碎屑输入量变化.根据对载磁矿物浓度（ARM和SIRM）和S300比值的变化判读，陆源碎屑输入伴随海平面升降经历了两个亚阶段的变化过程，即前期（12.74～9.8m，约9～6.8cal.ka BP）剧烈波动阶段和后期（9.8～7.9m，约6.8～3cal.ka BP）相对稳定阶段（图7）.在前期亚阶段，钻孔地球化学和硅藻记录揭示为滨浅海相环境[3］，属于全新世早期海侵过程的沉积.在这种浅水环境下，沉积物的磁学性质易受到地表径流等搬运动力的影响.ARM与SIRM表征的磁性矿物浓度在总体上经历了一个逐渐降低的过程，与S300的变化呈正相关和ARM／SIRM表示的粒度变化呈反相关性，表明磁性矿物浓度增加时软磁组分也相应增加，磁性矿物的粒度则变粗，这一现象是由地表径流等搬运动力的变化和海平面上升的共同作用所导致的.随着海平面上升、水体逐渐加深，地表径流对沉积作用的影响减弱，导致磁性矿物浓度降低，粒度变细，矫顽力则相应增加.在此期间，ARM与SIRM分别在～11.3m（～7.5cal.ka BP）和～10.4m（～7.2cal.ka BP）处的两个峰值，则可能代表了两次强烈的降雨而导致的陆源碎屑物质输入高峰.这两次事件在北大西洋区域表现为显著的冷事件[31］，东亚地区则表现为弱季风时期[32-33］.这两次事件的特征也有所差异，～10.4m（～7.2cal.ka BP）的事件低矫顽力组分明显增加（高S300和低IRM80mT／SIRM比值），期间发生强烈的硫化还原作用；而～11.3m（～7.5cal.ka BP）处，高矫顽力组分增加（低S300和 高 IRM80mT／SIRM 比 值 ），NRM（0～60mT）／NRM呈负值，在交变退磁过程中随交变场的增加NRM强度表现为增加的趋势，代表了一古氧化界面.与～11.3m（～7.5cal.ka BP）相似的情况发生在约～11.8m（约7.7cal.ka BP左右），但与前一事件不同的特征是磁化率值与NRM都为一低值，ARM（0～60mT）／ARM 与SIRM（0～60mT）／SIRM 基本没有变化，代表了陆源碎屑物质输入较少的情形，但从磁性矿物的矫顽力判断，氧化作用远没有～11.3m处剧烈.另外，～12.6m（～8.2cal.ka BP）附近既有NRM（0～60mT）／NRM 的低值，也有强烈的硫化作用，磁性矿物浓度也较大，可能代表了湿热的气候条件.后期阶段（10～7.9m，约6.8～3cal.ka BP），是海平面在～6.8cal.ka BP上升至最大而后保持稳定和逐渐开始下降的时期[30］.各个环境磁学参数在该阶段变化最小，显示了比较稳定的氧化还原环境条件及水动力条件，指示该阶段沉积作用发生在深水环境，深水效应削弱了陆源碎屑输入的影响.

第二阶段（7.9～7m，～3cal.ka BP以后）的沉积结构呈现向上变细的特征.底部含砾中粗砂与粉砂质粘土呈侵蚀结构接触，向上逐渐变化为细砂和粉砂质粘土和顶部泥炭层，指示了从海平面显著下降、侵蚀搬运作用加强过渡至潮间相对静水环境的过程[34］（图7）.κ、SIRM 和 ARM 从一个极大值快速减小，并达到整个钻孔的最小值（图7），指示水动力条件迅速衰减至最小，表现出与岩相一致的变化规律.在此期间，κ、SIRM变化比ARM更为显著，ARM／SIRM比值也是从最小向大变化，显示磁性矿物浓度的变化主要来自较粗颗粒的矿物[35］，浓度变化的控制因素来自由水动力影响的陆源碎屑输入量.在磁性矿物浓度降低的过程中，S300和IRM80mT／SIRM两个比值表征的矫顽力显著增加，矫顽力最高部分对应于泥炭层，SIRM（0～60mT）／SIRM 减小的幅度显著大于 ARM（0～60mT）／ARM，预示随着沉积物环境向还原作用过渡，碎屑性输入的较粗粒的赤铁矿等高矫顽力磁性矿物的含量增加，沉积环境逐渐干旱化.这一阶段磁性矿物浓度、粒度和类型的变化过程，指示了海平面下降过程中的海陆过渡环境，沉积物磁性主要受陆源碎屑输入量的影响.约7.8m 处（～2.7cal.ka BP）NRM（0～60mT）／NRM 与ARM（0～60mT）／ARM的低值反映了又一次氧 化 事件，这一事件标志着晚全新世气候环境的变化，在全球存在广泛的记录[36］.

沉积作用的第三阶段发生在约1.5cal.ka BP之后[3］，细粒粘土沉积的颜色从灰色转变至黄褐色和灰褐色，沉积物中高矫顽力组分明显增加（S300值减小，IRM80mT／SIRM值增加），指示弱水动力条件下沉积环境由还原向氧化作用转变的陆相沉积过程.约5.4～4.4m（约0.7～1.1cal.ka BP）之间磁

性矿物浓度的峰值区间，磁性矿物矫顽力较低，反映了一段相对适宜的气候时期.～4m（～0.5cal.ka BP）和～6.3m（～1.5cal.ka BP）附近两次NRM（0～60mT）／NRM显著负值异常和 ARM（0～60mT）／ARM低值，代表了晚全新世两次非常强烈的气候干旱事件.

7 结 论

综合上述研究，本文得到如下结论：

（1）福州盆地FZ5钻孔沉积物经历了不同程度的硫化还原作用，使原生沉积物的磁学性质发生了一定程度的转变.硫化作用发生的界面随磁性矿物浓度和粒度的变化而迁移.在沉积作用的早期（9～3cal.ka BP），磁铁矿溶解、还原经历胶黄铁矿阶段，且最终转化为黄铁矿，沉积物中仍然保存有磁铁矿携带的特征剩磁；而在晚期（3cal.ka BP以来），由于氧化环境的抑制，硫化产物大部分表现为胶黄铁矿，氧化作用基本扰乱了磁铁矿携带的剩磁.

（2）沉积物磁学性质的变化与沉积环境紧密相关，在全新世早期（9～6.8cal.ka BP）海侵过程中，还原、氧化作用和磁性矿物的浓度等变化剧烈，陆源碎屑输入、海平面波动和氧化还原环境对磁性矿物的影响强烈；而在高海平面时期，沉积物磁学性质比较稳定，深水环境削弱了其他因素的作用.全新世晚期，随海平面的下降、陆地沉积环境的出现，沉积物中高矫顽力组分占据重要位置.在～9cal.ka BP以来的沉积过程中，至少存在六次强烈的古氧化界面，代表了福州盆地当时异常干旱的气候条件.

致 谢 南京大学地球科学与工程学院的蔡元峰教授为本文样品的X射线衍射测试提供了指导和帮助，审稿人的指正和建设性意见提升了本文的质量，在此表示衷心的感谢.

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