柴达木盆地西部俄博梁新生代剖面环境磁学研究

邓然

（成都理工大学沉积地质研究院，四川 成都 610059）

环境磁学是最近二十年来新建立起来一门的边缘学科，它运用岩石磁学古地磁学的技术与手段，测定岩石的各种参数在不同环境条件下所发生的变化，从而对岩石磁性与环境的变化关系及演变规律进行研究。它源于上世纪七十年代，奥德费尔德和汤普森两人在对北爱尔兰内伊湖沉积物的研究过程中，就发现矿物的磁性特征可以作为古环境演化的替代指标[1]。

用于测量的磁性参数主要有质量磁化率（χ）、容量磁化率（κ）、饱和等温剩磁（SIRM）、非磁滞剩磁（ARM）等[2]。文中所涉及的磁性参数为容量磁化率，是物质被磁化难易程度的一种量度，其关系式为=M/H，表示单位体积样品的磁感应强度与外加磁场强度的比值，可以反映岩石中磁性矿物的含量[1]。沉积物形成于特定的沉积环境中，环境的变化（例如植被演替、水动力条件、沉积作用改变等）会导致其磁化率值发生改变。作为环境改变过程中所包含的环境信息的重要载体，磁性矿物是重建古环境及古气候的替代指标[3]。近几年来，国内众多专家充分利用磁化率分析的方法进行黄土研究，并就黄土地层对比划分和古环境序列等问题的解决方案做出了重大的贡献。但对于湖泊沉积物的研究结果却存在很大差异。因此解释湖泊沉积物反映的环境特征时，应更注重沉积物的磁化率特点及其影响因素。

本文以柴达木盆地西部俄博梁地区剖面作为研究对象，测量了剖面岩石的磁化率，对其数据进行了分析处理，旨在寻求沉积物磁化率的变化特征、影响因素及其所反映的环境特征。

1 研究区概况

柴达木盆地位于青藏高原北部边缘，是青藏高原内部最大的新生代内陆盆地，位于东经90o至98o，北纬36o至39o之间，东西长约850km，南北宽约300km，平均海拔3000米，覆盖面积达120，000km2。在地理位置上，柴达木盆地为菱形山间盆地，西北部由阿尔金山环绕，东北部为祁连山脉、南邻昆仑山脉，东临鄂拉山山脉[6]。柴达木盆地的主体构成为新近系——古近系地层，是在前新生代的伸展裂陷盆地基础上发展、演化形成的以坳陷为主的盆地域，并发育了巨厚的河湖相碎屑岩建造[4]。

研究区俄博梁剖面位于柴达木盆地西部，阿尔金断裂带以南区域。剖面始于38o43`04.3``N，92o48`30.4``E，终于38o43`01.1``N，92o48`22.8``E，由底到顶依次出露的地层为下干柴沟组、上干柴沟组、下油砂山组、上油砂山组、狮子沟组和七个泉组。其中上、下干柴沟组地层是该剖面地层发育最完整、地层层序最清晰、各种沉积构造最明显层段，是本论文的研究重点和磁化率测量的测量层位，总厚度约400m。（图1）

图1 研究区位置及概况

2 实验方法及结果

2.1 实验方法

测量时采用KT10 磁化率仪进行剖面磁化率的测量。该仪器的灵敏度为1×10-6SI，量程为0-999×10-6SI，测量源深约20mm。测量过程中，对于粗糙平面的测量使用仪器自带磁化率探针进行测量，而对于平坦表明可直接使用仪器探测面测量。野外测量间距0.25m，上、下干柴沟组地层分别测量800 个数据点，为控制不同岩性、粒度、颜色等与磁化率对应关系，测量砾岩数据51 个，砂岩数据600 个，泥岩数据924 个，泥灰岩数据25 个。测量结果见图2-1。

图2-1 俄博梁剖面上下干柴沟组磁化率曲线

2.2 岩性与磁化率的关系特征

磁性是物质的基本属性，任何物质都可以表现出一定程度的磁性特征。矿物按其磁性的不同可分为3 类：①反磁性矿物，如石英、磷灰石、闪锌矿、方铅矿等。磁化率为恒量，负值，且较小。②顺磁性矿物，大多数纯净矿物都属于此类。磁化率为恒量，正值，也比较小。③铁磁性矿物，如磁铁矿等含铁、钴、镍元素的矿物。磁化率不是恒量，为正值，且相当大。也可认为这是顺磁性矿物中的一种特殊类型。岩石的磁性主要决定于组成岩石的矿物的磁性，并受成岩后地质作用过程的影响。

与研究区相对比，不同岩性所表现出的磁化率峰值是不完全相同的。一般而言，泥岩的磁化率较高，砂岩次之，砾岩及灰岩较低（图2-2）。砾岩在研究区出现相对较少，分布在0-0.03×10-3SI 范围内的数据有24 个，占所有砾岩数据的47.06%，分布在0.03-0.06×10-3SI 范围内的有21 个，占所有砾岩数据的41.18%，剖面中砾岩的平均磁化率值为0.038。砂岩中，中砂岩数据120 个，细砂岩数据56 个，粉砂岩数据384 个，共600 个砂岩数据。主要分布在0.03-0.06范围内，有220 个，占36.67%，其次为0.06-0.09 范围内，有169 个，占28.17%。泥岩主要分布在0.09-0.12 和0.12-0.15 范围内，分别有258 个和206 个，占所有数据的27.92%和22.29%。泥灰岩出现较少，有12 个数据集中在0.03-0.06 范围区间，占总数的48.00%。

图2-2 俄博梁剖面磁化率与岩性关系图

通过对磁化率范围变化曲线的观察可以看出，磁化率峰值最高的为泥岩，磁化值最低的为砾岩，从而可以看出不同岩性之间的磁环率变化规律，即沉积物按照泥岩-砂岩-砾岩的顺序，磁化率峰值呈从高到低发生变化，从而表明岩性的不同可以影响到磁化率值的变化。

对于湖泊沉积物而言，磁性矿物的主要来源有三类：自生磁性矿物、成岩磁性矿物和外源磁性矿物，且外源磁性矿物为优势来源。 由此可见，外源碎屑输入是内陆非封闭性湖泊中沉积物的主要成分，而其中铁磁性氧化物是主要的磁性矿物。其浓度、种类与粒度等特征，与沉积物的粒级组分相关，且会对磁化率的大小变化产生影响[7]。

从青海油田对柴达木西部地区的高分辨率古地磁测年样品分析化验报告（2004 年）可以看出，耐风化的磁赤铁矿、赤铁矿和少量磁铁矿是上下干柴沟组沉积物的主要磁性矿物。磁化率值较低的样品中同样含有磁赤铁矿、磁铁矿和少量赤铁矿、针铁矿，但这些矿物却以高矫顽力为主[4]；而高磁化率值的样品还有较多的磁性矿物，包括磁铁矿、磁赤铁矿与少量赤铁矿、针铁矿，其中以低矫顽力的磁铁矿和磁赤铁矿为主。研究区俄博梁剖面的砾岩主要成分为石英岩、硅质岩、变质砂岩，同时含有少量的变质岩、泥岩等。总体来说，这些岩石作为剩磁载体都不太理想，硅质岩、石英岩及含硅质成分较多的火成岩中氧化铁的含量往往要低于基性岩或中性岩[8][9]。泥岩中包含的粘土矿物成分主要是伊利石、伊/蒙托石混层和绿泥石组合，其中各种矿物含量随着出露曾为的变化而发生变化。少数样品中含有针铁矿和磁铁矿，主要的磁性矿物是原生剩磁的赤铁矿和磁赤铁矿。含有磁性矿物数量最高的是泥岩，且明显高于其他岩性。因此，剖面中上、下干柴沟组泥岩的磁化率值远高于砾岩。

2.3 颗粒粒径与磁化率的关系特征

磁化率信号的强弱程度和铁磁性矿物的粒度和浓度大致成正比[11]，而沉积物的粒度组成主要区别为沙粒组（0.05-0.01mm）和粘土粒组（<0.005mm）含量的不同[12]。因此如果不对有机质含量进行考虑，沙粒含量增加意味着磁性矿物含量的减少，从而会产生磁化率下降的结果。相反，若沙粒减少，则磁化率上升，磁化率值增加。

图2-3 俄博梁剖面磁化率与粒度关系图

从图2-3 中可以看出，俄博梁剖面中粉砂岩的磁化率峰值略高，约为0.05-0.07×10-3SI，细砂岩的次之，约为0.04-0.05×10-3SI，而中砂岩的最低，约为0.03-0.04×10-3SI。磁化率峰值随时粒度从粗砂、中砂、细砂到粉砂岩，呈现出由低到高的趋势，与粒度变化呈反相关关系。

这样的结果说明磁化率不仅受沉积过程中水动力大小的影响，更受到沉积后期沉积环境的较大影响。粗颗粒磁化率值较小，可能是由于其所含磁性矿物被机械破碎和化学分解，或被分选出去，从而使沉积物粗颗粒磁化率为低值。而细粒沉积物磁化率含量较高，一方面由于细粒沉积为气候湿润且湖泊水体较大，磁性矿物受到较小的破坏保存较好，另一方面还有可能由于湖泊水体较大形成相对还原的环境有利于铁磁性硫化物铁矿生成的缘故[5]。

从整个剖面来看（图2-1），粗粒沉积物的磁化率峰值明显低于细粒物质的磁化率峰值，从砾岩、砂岩到泥岩，磁化率峰值呈现出从低到高的趋势，与粒度变化呈反比关系。泥岩层位总是显示出磁化率的最高峰值，且砾岩层位总是显示出磁化率的最低峰值。随着沉积物颗粒呈现出由粗粒到细粒的变化旋回，磁化率值也呈现出由低到高的变化旋回，因此沉积物的磁化率可以作为研究剖面岩性变化与沉积旋回的代用指标。

2.4 泥岩颜色与磁化率的关系特征

研究表明沉积物颜色的变化同全球第三纪温度的变化高度相关，且主要表现在沉积物颜色的红色指数随着全球气温的下降而下降。而沉积物颜色是岩石当中有机质的含量及组成的有力反映。

在Sheuand Presley 对墨西哥湾的Orca 盆地中有机物进行的分析研究中，呈黑色或黑灰色的被证实炭含量大于1%的泥页岩，而呈浅灰色的为炭含量小于1%。影响灰色泥岩颜色的主要为有机质含量和铁的硫化物[1]。剖面中上、下干柴沟组的灰色泥岩总体展示出随着岩石灰色程度的增加，磁化率数值递减。灰色、灰白色泥岩的峰值为0.06-0.09×10-3SI，而浅灰、青灰色泥岩的磁化率峰值为0.09-0.12×10-3SI（图-4）。出现这种情况的原因主要是是灰色泥岩中含有较高的的有机质，即其中的磁性矿物——原生剩磁磁铁矿的含量相对降低[9]，并且由于长期的滞水和还原环境造成了磁铁矿转变为弱磁性矿物[14]，最终降低了磁化率值。

另一方面，相对于沉积碎屑成分，沉积过程和成岩作用对沉积物颜色的影响更为显著。因为这些过程中可能会发生氧化或还原作用，地层中高的Fe3+/Fe2+会使地层呈红色，此时铁离子以赤铁矿的形式存在[13]。有研究表明，石英长石等大陆地壳的主要造岩矿物为逆磁性矿物，磁化率值很低[14]。除此之外，同样作为泥磁性矿物的水、盐和方解石的磁化率值也比较低。磁化率值较低的是粘土矿物，相对较高的是绿泥石，伊利石、蒙脱石次之，高岭石最低。对沉积物磁化率变化影响的即为大陆地壳矿物中含量为极小部分的铁磁性矿物[15]。McBride 通过对来源于同一物源的泥岩的颜色变化研究后得出：红色及棕褐色泥岩通常含有铁质包壳；而绿色的泥岩主要含有伊利石和绿泥石，硫化物、有机质和赤铁矿的含量相对较少[1]。宋春晖等发现：紫红色、红褐色泥岩样品的系统热退磁结果较为理想，但是黄绿色样品的结果不理想[8]。因此可以判定紫红色泥岩中的主要的磁性矿物为强磁性矿物，即磁赤铁矿和赤铁矿，而灰绿色泥岩中包含的磁性矿物主要为形成于后期成岩过程中的弱磁性矿物，针铁矿[4]。

结合图2-4 中可以看出，紫红色泥岩的磁化率峰值主要分布在0.12-0.15×10-3SI 之间，而灰绿色泥岩的磁化率峰值主要集中在0.08-0.11×10-3SI 之间。紫红色泥岩磁化率峰值明显高于灰绿色泥岩。不考虑有机物的因素，则正是上述原因导致了这一结果。

综上所述，沉积物颜色的变化是多种因素综合作用的结果，而沉积物在沉积和成岩过程中所处的化学环境的影响更为明显，并且可在一定程度上反映出当时局部地区古气候的变化。红色沉积物增多表明含有氧化程度较高的铁质沉积物，即表现出较高的磁化率峰值。这意味着当地层沉积时气温较高而气候环境也较干燥；当灰绿、黄绿或青灰色沉积物增多时，则表现出相对较低的磁化率峰值，即可以推测出沉积时为较温暖湿润的气候环境，及较深的盆地水深。

图2-4 俄博梁剖面磁化率与泥岩颜色关系图

3 结论

1）柴西俄博梁地区上、下干柴沟组剖面中岩性和粒度的不同均会造成磁化率峰值的差异，泥岩最大，砾岩最小，磁化率峰值与粒度大致成反比。

2）沉积物颜色不同可以表明其中有机炭的含量以及铁离子的氧化程度的差异，并能表现出磁化率峰值的不同。其中紫红色泥岩的磁化率峰值明显高于灰绿色泥岩；灰色越明显，磁化率峰值越低。并可在一定程度上反映当时的古气候特征。

3）剖面整体序列中磁化率峰值变化规律主要是：岩层中粗粒含量最大的层位表现为磁化率的最小值，而细粒含量最大的层位则表现为磁化率的最大值。因此，磁化率值可以作为指示岩层岩性和剖面旋回的指标。

[1] 严尧基等编译.环境磁学[M].[英]Thompson R 和Oldfield F 著.北京：地质出版社.1995，1-166.

[2] 曲赞. 用于环境研究的磁性参数简介[J]. 地质科技情报，1994，13（2)：98-104

[3] 殷勇，方念乔，王倩，等.云南中甸纳帕海湖泊沉积物的磁化率及环境意义[J].地理科学，2002，22（4)：413-418.

[4] 宋华颖，伊海生，马雪，等.柴达木盆地西部典型剖面磁化率特征及其意义[J].勘探地球物理进展，2009，32（4)：275-279.

[5] 田庆春，杨太保，张述鑫，等. 青藏高原腹地湖泊沉积物磁化率及其环境意义[J].沉积学报，29（1)：143-150

[6] Wang Erchie et al. Eastward migration of the Qaidam basin and its implications for Cenozoic evolution of the Altyn Tagh fault and associated river systems[J]. Geological Society Of America Bulletin，March/April 2006：349-365

[7] 杨小强，李华梅.泥河湾盆地沉积物粒度组分与磁化率变化相关性研究[J].沉积报，2002，20（4)：675-678.

[8] 宋春晖.青藏高原北缘新生代沉积演化与高原构造隆升过程[D].甘肃：兰州大学，2006

[9] 宋春晖，白晋锋，赵彦德，等.临夏盆地13-4.4Ma湖相沉积物颜色记录的气候变化探讨[J].沉积 学报，2005，23（3)：507-512

[10] 杨平.柴达木盆地西部七个泉-红柳泉地区第三系层序生物地层学研究[D].北京：中国地质大学（北京)，2007.

[11]Maher B A.Characterization of soils by mineral magnetic measurements[J].Physics of the Earth and Planetary Interiors.1986，42：76-92.

[12] 刘东生.黄土与环境[M].北京：科学出版社，1985，78-81.

[13] 李双建，张然，王清晨.沉积物颜色和粘土矿物对库车坳陷第三纪气候变化的指示[J].沉积学报，2006，24（4)：522-528.

[14] 叶爱娟，朱扬明.柴达木盆地第三系咸水湖相生油岩古沉积环境地球化学特征[J].海洋与湖沼，2006，37（5)：472-479

[15] Brooks B，Ellwood，Jonathan H，et.al.Time series analysis of magnetic susceptibility variations in deep marine sedimentary rocks：A test using the upperDanianLower Selandian proposed GSSP，Spain[J].ScienceDirect，Palaeogeo-graphy，Palaeoclimatology，Palaeoecology，2008，261：270-279.