研究论文 正式出版 版本 3 Vol 9 (6) : 541-556 2018
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江苏扬州西部岗地晚第四纪沉积物的细颗粒(4—11 μm)石英OSL测年及其气候地层意义
OSL dating for Late Quaternary sediments using fine grain (4—11 μm) quartz and climatic stratigraphic significance in Western hilly area of Yangzhou, Jiangsu
: 2018 - 09 - 07
: 2018 - 11 - 22
84 1 0
摘要&关键词
摘要:江苏省扬州地区西部的岗地地貌受控于区域内的NW向走滑并正断的宿迁-无锡断裂的长期活动,同时该断层的活动性也是一个关系到长三角地区地壳稳定性的重要地质问题,而研究该问题的一个关键是对该断层两侧晚第四纪地层的划分及绝对年代的确定。本文对17个采自岗地的样品使用OSL测年法中的细颗粒(4—11 μm)石英测试技术,采用SMAR法和TT-OSL法进行De 值的测试及年龄对比,较系统地对江苏扬州西部岗地晚第四纪沉积物年代和地层层序进行了探讨。结果表明:SMAR法较适用于De 值小于300 Gy的样品;TT-OSL法对于较“低”剂量的样品效果差,而对De 值大于200 Gy的样品测试更适宜,误差相对SMAR法结果更小,与地层的沉积层序符合的更好。17个样品的OSL年龄结果表明:本区岗地主要为晚更新世沉积物,沉积速率~0.1 mm/a;在水系及湖岸的附近有少量全新世沉积发育。根据所有样品的宏观岩性和年龄分布,本文初步认为在晚更新世沉积物主要形成于MIS5—MIS4阶段、MIS2阶段,沉积物主要为风成,对应区域上的下蜀土,堆积期间本区地壳相对稳定,无锡-宿迁断裂无明显活动。在冰后期-全新世随着气候的变暖,海平面上升,河湖泛滥,水系边缘发育少量湖沼相沉积。总体而言,本区的晚更新世-全新世沉积形成主要受到气候变化影响,构造影响不明显。
关键词:OSL测年;无锡-宿迁断裂;下蜀土;气候变化
Abstract & Keywords
Abstract: Background, aim, and scope The formation of hill geomorphology in Western Yangzhou, Jiangsu Province is related to the long-term activity of NW strike-slip and continuous Wuxi-Suqian fault in the region. The division of the formation age of the Late Pleistocene-Holocene strata on the hill and the lack of systematic absolute age data restriction on the stratigraphic sequence are helpful for discussing the formation of sediments in the region since the Late Quaternary. The relationship between tectonic activity or climate change is unfavorable. In this paper, the sedimentary age of the Late Quaternary sediments in the western hilly area of Yangzhou, Jiangsu Province, has been measured by optical luminescence (OSL) dating. Based on the age results and the characteristics of sediments, the possible tectonic-climatic origin is discussed. Materials and methods In this paper, the shallow Late Quaternary sediments near Gongdao Town in Western Yangzhou City were studied. The fine quartz (4—11 μm) extracted from the sediments were measured by SMAR method and TT-OSL method in OSL dating, and the age of De was obtained. Results The test results show that SMAR method is suitable for samples with De value less than 300 Gy, TT-OSL method is less effective for samples with "low" dose, but more suitable for samples with De value greater than 200 Gy. The error is smaller than that of SMAR method, and it is better in accordance with the sedimentary sequence of formation. Discussion OSL age shows that the sediments in the study area developed from Late Pleistocene to Holocene. The outcropped Late Quaternary depositional epoch is concentrated in the middle-late Late Pleistocene, and the Holocene depositional development is very limited. The dating of borehole samples shows that the sedimentation rate since the late Pleistocene is ~0.1 mm/a, which is very low. For the area with altitude > 20 m, it is in denudation for a long time, while for the area with altitude of 10—20 m, there may be a process of denudation before sedimentation. The time of acceptance of sedimentation may be 30 Ka from now on. For the area with altitude less than 10m, near the lake system and so on, there are deposits formed in Holocene, and the provenances come from it. Deposits in the Yugang area are transported and then accumulated at the edge of the river system. According to the age distribution of 17 samples, the hill deposits were mainly formed in MIS5—MIS4, MIS2 and Holocene, and the late Pleistocene deposits were mainly dust deposits in dry and cold climate, corresponding to Xiashu soil. Holocene is a small amount of lake and marsh deposits on the edge of river and lake system, which is related to the rise of sea level and flooding of rivers and lakes. In the dry and cold accumulation stage of aeolian dust, the tectonic activity in this area should be in a very weak state, which is conducive to the stable development and retention of aeolian soil. The late Pleistocene sediments in the Gangdi are not obviously related to tectonic activities, but are genetically related to climate. Conclusions SMAR protocol can be used for photoluminescence dating of fine-grained quartz in shallow hilly sediments in this area. However, this method is subjectively considered to be suitable for samples with De value less than 200 Gy, and TT-OSL protocol is more suitable for samples with De value greater than 200 Gy. The outcropped sediments in this area are mainly the late Pleistocene Qizui Formation (Q3q) and a small amount of Holocene Dadun Formation (Q4d). Generally speaking, the sedimentary rate in this area is very slow, and the late Quaternary of the Yangzhou section of Wuxi-Suqian fault is mainly weak activity. Recommendations and perspectives OSL dating is a powerful tool for the study of sediment chronological framework in this area. In this paper, the applicability of SMAR method for measuring De value is tested systematically. Meanwhile, TT-OSL method is used for testing De value. The test results are used to discuss the activity of Tanlu fault zone and Wuxi-Suqian fault zone and the relationship between sediment formation and tectono-climate in this area since the Late Pleistocene, and new results are obtained. Understanding and thinking can provide a good reference for future research in the region.
Keywords: OSL dating; Wuxi-Suqian fault; Xiashu soil; climate change
扬州地处江苏省中部,位于长江北岸、江淮平原南端(图1a),其西—西南部地貌自高邮湖以南及京杭运河以西的部分为剥蚀-堆积类型的丘陵岗地,海拔一般>10 m到几十米;向东以邵伯湖和运河为界,地势降低为湖积-冲积平原区,海拔一般<10 m。这种地貌主要受控于区域内的NW向左旋走滑兼正断的无锡-宿迁断裂的长期活动(图1b),该断裂断层面整体向E倾,SW盘相对上升,NE盘相对下降,形成断层两侧丘陵和平原两种不同的地貌,高邮湖、邵伯湖的形成与该断裂的拉张断陷或者构造沉降有关。在宿迁附近该断裂被郯庐断裂带右旋断开,后者为一条NE向巨型右旋走滑断裂,有较强的活动性,是一条著名的地震断裂带,可推知无锡-宿迁断裂的活动性相对郯庐断裂带的要弱(吴中海等,2016)。
对于扬州市及相邻区域的第四纪地层,《1∶25万南京市区域地质调查报告》(江苏地质调查院,2003)在前人研究成果的基础上划分为两个主要的沉积地层分区:Ⅰ—东部平原和Ⅱ—西部丘陵岗地两个地层区(图1b),西部丘陵岗地区地层出露不全,出露的主要的沉积为晚更新世戚咀组、下蜀组粉质黏土,戚咀组以冲积类型为主,下蜀组是风尘黄土堆积,偶见有全新统分布于局部洼地中。东部的平原区主要为全新世大墩组的亚黏土、淤泥,为冲积成因。西部丘陵岗地上晚更新世—全新世地层层序缺乏较为系统的绝对年代数据限定,这对于探讨该区域地层与构造活动或者气候变化是否具有成因关系不利,需要有更多的野外观察及更多的年代数据支撑,然而现有资料极少,更缺乏绝对年代数据的支持。鉴于此,本文以扬州地区西部公道镇附近的岗地作为研究区,对其岗地出露的浅表及钻孔第四纪沉积物采用光释光(OSL)测年法进行年代测试,结合沉积物特征,探讨其中可能的构造-气候成因。本文的研究区主要在Ⅱ区即西部丘陵岗地区,东北角少部分位于Ⅰ区,而样品均采自Ⅱ区的岗地上(图1b)。
1   采样位置与采集
根据研究区内海拔粗略划分为4个区域:≥30 m、20—30 m、10—20 m和≤10 m,在图2上用不同颜色由深色到无色表示。路线采样点共5处,采集样品共14个,分布于海拔<10 m的邵伯湖边到海拔>20 m的岗地(位置和样品采集点见图2,野外样品层位特征及照片见图3a—e),位置及样品、编号、描述、埋深见表1。由各样品的埋深可见大部分位于浅地表。采样点D1-007虽然位于海拔≤10 m区域,但是在局部地貌上,其处于一片凸起的微岗地上,海拔相对较高。
在研究区内也进行了钻孔施工,本文从位于研究区中部海拔10—20 m的区域内,编号为16ZKYZ01的钻孔(位置见图2和表1)中靠近地表的岩芯中采集3个样品(图3f),分别为16ZKYZ20(埋深2.1 m)、16ZKYZ19(埋深5.6 m)和16ZKYZ18a(埋深10.2 m),岩芯柱状图见图3g。对自地表到12 m深的岩芯进行编录,划分为3层,层1为地表耕作土,厚0.28 m;层2为深褐色粉砂质黏土,厚5.72 m;层3为黄褐色粉砂质黏土(未见底)。
释光测年样品采集时应尽量避免曝光,对于路线地质调查采样点的样品,采集方式如下:将直径~5 cm、长12 cm或者16 cm的不锈钢管用锤子垂直砸入新鲜面,并使样品完全充满管内空间,然后取出管,将两端用铝箔纸和胶带密封,在管壁上写好编号并记录。而钻孔样品则是截取≥10 cm长的岩芯,然后使用胶带密封包装封好,编号记录。样品采集完成后,装箱运回。


图1     研究区大地构造背景及地层分区和位置图
Fig.1 Geotectonic background and stratigraphic division and location map of study area
1、研究区位置;2、地层分区界线;3、地层分区编号(Ⅰ:东部平原;Ⅱ:西部丘陵岗地)1, research area position; 2, stratigraphic division boundary; 3, stratigraphic division number (Ⅰ: Eastern plain; Ⅱ: Western hilly area)


图2   采样点及钻孔位置和样品编号
Fig. 2 Sampling point, borehole location and sample number
图例:1、海拔≤10 m;2、海拔10—20 m;3、海拔20—30 m;4海拔≥30 m;5、采样点及样品编号;6、钻孔位置及样品编号;7、推测无锡-宿迁主断层经过位置Legend: 1. Elevation ≤10 m; 2. Elevation 10—20 m; 3. Elevation 20—30 m; 4. Elevation ≥30 m; 5. Sampling point and sample number; 6. Borehole location and sample number; 7. Presumption of Wuxi-Suqian main fault passing through location


图3   采样点及钻孔岩芯照片和柱状图
Fig. 3 Sampling point and borehole core photographs and histograms
表1   采样点位置及样品
采集点
Sampling sites
经度
Longitude
纬度
Latitude
海拔/m
Altitude
样品号
Sample number
埋深
Depth
/m
岩性
Description
D1-005119°28′46″32°30′26″6D1-005-10.4深灰色粉砂质黏土
Deep grey silty clay
D1-005-21.2棕色含粉砂黏土
Brown silty clay
D1-007119°28′32″32°30′18″18D1-007-10.5灰棕色粉砂质黏土
Gray brown silty clay
D1-007-22棕色含粉砂黏土
Brown silty clay
D1-007-32.4棕黄色粉砂质黏土
Pale brown silty clay
D1-007-42.8棕红色粉砂质黏土
Brownish red silty clay
D1-007-54棕红色粉砂质黏土
Brownish red silty clay
D2-209119°25′12″32°32′26″8D2-209-10.5棕褐色粉砂质黏土
Tan silty clay
D2-209-20.8灰黄色粉砂质黏土
Greyish yellow silty clay
D2-209-31.3棕色粉砂质黏土
Brown silty clay
D2-010119°17′40″32°31′15″20D2-010-10.6棕黄色粉砂质黏土
Pale brown silty clay
D2-010-21.7棕色含粉砂黏土
Brown ilty clay
D2-028119°15′08″32°39′15″15D2-028-11棕黄色粉砂质黏土
Pale brown silty clay
D2-028-22.6灰色粉砂质黏土
Grey silty clay
钻孔16ZKYZ01119°19′05″32°34′36″1416ZKYZ202.1深褐色粉砂质黏土Dark brown silty clay
16ZKYZ195.6深褐色粉砂质黏土Dark brown silty clay
16ZKYZ18a10.2黄褐色粉砂质黏土Yellow brown silty clay
2   样品的前处理及测试仪器
17个样品均送往中国地质科学院地质力学研究所OSL测年实验室进行测试。根据野外的观察,研究区内的岗地地势平缓,区域内水系发达,而且基本上以静水或缓流水为主,表明水动力条件很弱,也意味着水体的搬运能力弱,无法搬运较“粗”的颗粒,而且沉积速率十分缓慢,因而本区的水下沉积物有在沉积前被充分曝光的条件,晒退不充分的问题不突出;对于下蜀组风成土,沉积前在空气中悬浮阶段,也有足够的条件被曝光,晒退充分。
这批样品普遍为含粉砂黏土,本文选用细颗粒(4—11 μm)石英进行测试,样品的前处理流程参考Aitken(1985,1998)和Lu et al(1988)。具体过程简述如下:在实验室弱红光灯(王旭龙等,2004)条件下打开不锈钢管两端的密封物,去掉两端曝光的部分,而对于钻孔岩芯样品,打开包装后,用刀削去不少于1 cm厚的表层土,使用新鲜未曝光的部分进行前处理。
对每一个样品,取30—50 g样品用于测量含水量以及U、Th和K元素的含量;再取>100 g未曝光样品放入烧杯,倒入少量去离子水;先用30%的过氧化氢(H2O2)除去有机质,再用30%的盐酸(HCl)除去碳酸盐类矿物;然后用去离子水将溶液洗至中性。根据Stokes定理,用静水沉降法分离出其中4—11 μm的细颗粒混合矿物;将部分细颗粒混合矿物在氟硅酸(H2SiF6)中浸泡数天,使长石类矿物与氟硅酸反应后溶于溶液中,留下细颗粒石英为主的固体部分并烘干;用无水乙醇将细颗粒石英样品均匀沉淀在直径9.7 mm的不锈钢片上制成测片。用测量系统的红外(IR)光检测几个测片,若测片的长石红外释光(IRSL)信号非常低并已接近仪器本底,则纯度满足实验测试的要求,否则继续在H2SiF6(氟硅酸)中浸泡反应。
OSL信号测量使用的测试仪器为Daybreak 2200型TL/OSL信号自动测量仪,该仪器上的红外(IR)光源波长为(880±60) nm,蓝光光源波长(470±5) nm,最大激发功率约为40 mW/cm2。释光信号通过QA9235型光电倍增管并在其前附加2个分别为2.5 mm和3.5 mm厚的U-340滤光片来检测,本底平均不超过40 counts/s。该系统配置的90Sr辐照源剂量率为~0.038 Gy/s。
3   样品等效剂量(De )测量
OSL测年常规的单测片再生法(SAR)(Murray and Wintle,2000,2003)在对较老的样品进行De 值测试时,石英OSL信号在“辐照—预热—激发—Test dose—预热—激发”的反复循环过程中会产生信号积累导致De 值偏小,相应年龄可能会偏年轻;而每一个样品的SAR法测试,几十个测片的每一片都要进行完整的SAR法流程,机时的消耗巨大。
为了解决SAR法结果偏年轻的问题,王旭龙(2005)在对中国洛川黄土的中提取出的细颗粒(4—11 μm)组分的大量释光测年实验研究中,提出了De 值测量的简单多测片再生法或者称感量校正多测片再生法(sensitivity-corrected multiple aliquot regenerative-dose protocol,SMAR)。该法主要是在传统多测片再生释光法的基础上,引入试验剂量(test dose,TD)对所有测片的释光感量变化(sensitivity change)进行校正(王旭龙,2005;王旭龙等,2005a,2005b;Lu et al,2007),同时测片间的差异(例如质量)也被TD的OSL响应进行归一化,以校正后的再生释光信号强度建立剂量响应曲线,获得测年结果。SMAR法测试过程中每个测片不需要被反复循环测试,因而避开了SAR法测试过程中反复循环所导致的信号积累问题,对于测试较“老”的样品,更具有优势;并且该法耗费机时少,数据计算量少,能快速有效地获得结果而提高效率。过往进行的大量对照测试经验表明:在对细颗粒石英De 值测试时使用SAR法和SMAR法,对于相对不很“老”的样品,二者结果在误差范围内基本一致。
由于岗地出露的地层主要为更新统,属于相对较“老”的范畴。而考虑到SAR法对一个样品完成测试所消耗的机时是该样品使用SMAR法的十几—几十倍,加之实验室的β放射源强度较小,在测片辐照过程所耗费的机时十分可观,对所有样品进行SAR法测试效率低下。为了提高测试效率,放弃SAR法,选择SMAR法进行De 值测试。同时还选择另外一种基于多片技术的De 测试法——热转移光释光(TT-OSL)法(王旭龙,2005)对部分样品的De 值进行测试,期望通过这两种方法的测试结果的比较,来探讨结果的可靠程度。
3.1   简单多测片再生法(SMAR)
本文采用的SMAR法测试步骤和实验条件见表2,测试时,每个样品的天然测片一般为6—10个,而再生剂量测片为6—8个。
表2   细颗粒石英SMAR法测量流程
步骤
Step
操作
Treatment
说明
Observed
1晒退若干测片,辐照不同实验室再生剂量
Bleaching aliquots and given different dose
2天然以及再生剂量测片均预热(PH1)
Preheating at X℃ for 10 s, PH1
3蓝光激发40 s,激发温度为125℃
Blue stimulation at 125℃ for 40 s
L
4所有测片辐照5.6 Gy试验剂量
Given test dose, 5.6 Gy
5预热(PH2)
Preheating at X℃ for 5s, PH2
6蓝光激发40 s,激发温度为125℃
Blue stimulation at 125℃ for 40 s
T
3.1.1   De 预热温度“坪”测试
预热的目的是为除去在实验室辐照中产生的热不稳定信号,以便准确获得De 值。
本文对路线样品D2-209-2和钻孔样16ZKYZ20进行了De 预热温度“坪”实验(这2个样品本文最终所选取的De 值分别为25.9 Gy和103.5 Gy)。在测量样品的天然和再生释光信号前,采用了间隔为20℃、时间为10 s、温度为180℃至300℃的预热(PH1)处理,对TD的预热温度(PH2)设定为对应的PH1温度减去40℃,但在PH1=180℃时对应的PH2温度为160℃,PH1的预热时间为10 s,PH2的预热时间为5 s。实验结果图4所示,样品D2-209-2从180℃到300℃的温度区间所获得的De 一致;样品16ZKYZ20从200℃到260℃的温度区间所获得的De 值一致,表明这2个分别在它们De 一致的预热温度区间内,SMAR流程中试验剂量能很好监测和校正感量变化。


图4   样品D2-209-2和16ZKYZ20的De 预热温度“坪”
Fig 4 De as a function of preheat temperature for samples D2-209-2 and 16ZKYZ20
确定了De 预热坪有效存在后,对所有样品的De 测试选择了如下预热温度:PH1=260℃,PH2=220℃,预热时间前者为10 s,后者为5 s。事实上,260℃的PH1预热温度持续10 s是许多实验室常规测量De 时所常采用的实验条件。
上述这2个样品D2-209-2和16ZKYZ20细颗粒石英再生剂量OSL信号衰减曲线和生长曲线(均为PH1=260℃的曲线)分别见图5a、5c和5b、5d。


图5   样品D2-209-2和16ZKYZ20的OSL信号衰减曲线(a,b)和再生剂量生长曲线(c,d)
Fig 5 OSL signal decay curves and regenerated dose growth curves of the samples D2-209-2 and 16ZKYZ20
图5a和5c显示2个样品的天然OSL信号衰减曲线中的第1秒信号均为n×105级别,信号非常强,此后便迅速衰减。根据各样品对应的再生剂量生长曲线建立的数学方程式计算De 值时,采用衰减曲线上第1 s的信号和减去最后10 s的均值后得到的值作为有效值进行计算。以天然或再生剂量测片所得到的OSL信号强度有效值记为L,以各测片相应的试验剂量(test dose,TD)测片的OSL强度信号记为T,则L/T被称为相对OSL信号强度(或感量校正后的OSL信号强度)。不同再生剂量的L/T值(记为Lx /Tx )与人工β辐照的剂量大小作图即构成再生剂量生长曲线。通过数学拟合建立一个函数关系式,然后将天然测片的相对光OSL信号强度(记为LN /TN )投影到该曲线上,根据此函数表达式反计算出相应的De 值。将纵轴上的天然测片的相对OSL信号强度点投影到再生剂量生长曲线上,即可反算出其剂量值。计算每个样品的De 值都是将测得的若干个天然测片的校正后天然OSL信号强度拟合到再生剂量生长曲线上,获得每个测片相对应的De 值,然后计算平均值及其标准偏差,即为最终De 值及其测量误差。对于本文中的其它样品,De 值的计算均采用这样的方式。图5b、5d是2个样品D2-209-2和16ZKYZ20的再生剂量生长曲线,x轴为实验室已知辐照剂量即再生剂量,y轴为感量校正后的天然OSL信号强度。
在进行粗颗粒石英的SAR法测试时,被晒退后又经过加热等程序的石英颗粒所诱发的回授(recuperation)信号如果较强(超过5%),则会被认为影响结果的可靠性并且该测片的数据会被剔除不用。本文中也借用该方式,对各预热温度下的“零”剂量测片与天然测片的校正后OSL信号强度进行比较,所有样品均未超过1%,回授对于本区域的细颗粒石英没有影响。
3.1.2   试验剂量(TD)值变化对De 的影响
测试De 值过程中在测量完天然或者再生剂量的OSL信号L后,还要对测片在辐照一个试验剂量(test dose,TD),然后再测量TD的OSL信号T,用T去校正L的感量变化等。那么不同大小的TD对于De 值是否存在影响,本文对此进行了初步的测试。
同样使用样品D2-209-2和16ZKYZ20,按照3.1的中的De 测试步骤,选择不同大小的TD来获取De ,TD的大小及相对应的De 值可见下图6。


图6   样品D2-209-2和16ZKYZ20的不同TD所获得的De
Fig.6 De as a function of TD for samples D2-209-2 and 16ZKYZ20
从图6a中可见,TD的大小(甚至TD超过其天然剂量)对于天然剂量~25 Gy的样品D2-209-2没有明显影响。但是对于天然剂量~103 Gy的样品16ZKYZ20,在TD超过75 Gy后,计算出来的De 值有较明显的下降,这种情况有可能间接反映一个现象:在对较高的天然剂量样品测量时,较高的TD可能并不能很好地校正天然及再生剂量信号感量(sensitivity)的变化,因此对于实验条件的选择还需要多进行一些实验验证,本文重点不在于测试条件的验证,故对此问题不做进一步探讨。从经济性和效率方面,较大的TD需要的辐照时间较多,使得测量一个样品的时候耗费更多的机时。在保证足够的信号量的前提下,选择较小的TD对于机时紧张的实验室是恰当的,本文所有样品的测试时使用的TD均为5.6 Gy。
3.1.3   剂量恢复实验
剂量恢复实验是将样品的天然OSL信号全部归零(通常是采用光晒退的方式)后,辐照一个已知实验室剂量,将此剂量作为未知的天然剂量进行测量,来检验实验条件和流程的有效性。
依然选择样品D2-209-2和16ZKYZ20的若干天然测片使用UVACUBE400型太阳模拟灯晒退20 min后,D2-209-2的测片分为两组,分别接受30 Gy和45 Gy的β剂量的辐照,16ZKYZ20的测片为一组,接受110 Gy的β剂量的辐照,然后将这些测片视作未知剂量的天然测片,按照前文中的SMAR法测试流程和条件进行De 测量,3组测片的剂量恢复比率(测量剂量/辐照剂量)分别为95.2%、99.2%和101.5%,均在10%的误差范围内,表明本文所使用的SMAR程序是适合进行样品测试的。
SAR法中,对每个测片都要进行多次“辐照—预热—激发—Test dose—预热—激发”的循环,因此流程最后一个循环辐照的再生剂量与第一次的非零小再生剂量相同,以检验测试过程的OSL信号感量变化是否得到很好的校正,两次循环所得到的相对OSL信号强度比值(即recycling ratio)误差在10%即可认为数据有效可靠。而SMAR法中每个测片仅仅只经历过一次循环,不必进行recycling ratio测试。
3.1.4   SMAR法最终测试条件及结果
经过上述实验后,本文对所有样品进行SMAR法De 值测试是所使用的测试条件如下:
预热温度:PH1=260℃,PH2=220℃,预热时间前者为10 s,后者为5 s。试验剂量(TD):5.6 Gy。激发时间:40 s。激发时样品温度:125℃。
所有样品的SMAR法De 值见表4
3.1.5   SMAR法D0 值讨论
“老”样品因为信号饱和,获得更高的De 值困难且误差极大,相应的年龄结果可信度差,例如样品D1-007-3(De :~224 Gy)和D2-010-2(De :~312 Gy)在进入更高的剂量范围后(300 Gy以上),均已经进入近平缓区,生长曲线已经趋向于水平(图7)。因此,对于本文采用的SMAR法进行De 测量,就需要讨论其可测上限问题。


图7   样品D1-007-3与D2-010-2的再生剂量生长曲线
Fig.7 Regenerated dose growth curves of the samples D1-007-3 and D2-010-2
根据理论模型,石英的快速OSL信号剂量响应曲线可以用单饱和指数函数公式I=Imax (1-e-D/D0)来描述,I是校正后OSL信号强度,D是相应辐照的天然/再生剂量,而D0 值是一个用于描述OSL信号饱和程度与所辐照剂量关系的参考剂量值,通常认为2×D0 的辐照剂量值(Imax 的85%)是可测范围的上限。本文所有的样品测试时,均使用了相同的TD,因此选择若干不同天然剂量值的样品,使用它们的感量校正后再生剂量信号强度值,建立了一条研究区内样品细颗粒石英的统一再生剂量生长曲线(图8),计算该曲线的D0 值,并以此结果代表该区域内样品D0 值的范围。计算表明,实际上可以有两个D0 值:D01 =48.8 Gy,即~100 Gy为其可测上限,这个信号应当为快速OSL信号,也即在此区间的信号主要由快速OSL信号构成,此后OSL信号中的快速信号趋于饱和难再增多,而转为由中速和慢速信号主导。图8中可观察再生剂量超过100 Gy后,生长曲线依然在稳定增长,但是斜率低,表明中速和慢速信号能够随着辐照能量的增加而缓慢增加。计算得到代表中速和慢速组分生长曲线的另外一个D0 值:D02 =445.4 Gy,理论上该信号能够测更老的样品,但也能看出来,其测试结果的误差极大,实际应用中很难操作。


图8   Regeneration dose curve for D0 value calculation
Fig.8 Regeneration dose curve for D0 value calculation
3.2   热转移光释光(TT-OSL)法测量De
拓展OSL测年范围至更高是一个重要的命题。Wang et al(2006a,2006b)在对洛川黄土的OSL测年技术和方法研究的基础上,提出一种新的细颗粒石英的OSL测年技术——热转移光释光(TT-OSL)测年法,在该方法中,TT-OSL信号被认为由两种信号构成,一种是与剂量有关的信号,称为回授光释光(ReOSL)信号,另一种信号与剂量无关,称为基本转移光释光(BT-OSL)信号。
根据以往采用TT-OSL法测试的经验认识,TT-OSL的信号强度通常不到其常规OSL信号强度的1%,这就意味着,如果某区域的样品信号太低,则信噪比很差,无法进行测年。前文已知本区域内样品的常规OSL信号非常强,天然测片的第1 s的OSL信号强度可以达到n×105级别,相应的,其天然测片的第1 s的TT-OSL信号强度至少可以达到n×103级别,远大于仪器本底噪音,满足本文测试对信号的要求。
本文在测试时采用的TT-OSL流程如表3。
表3   TT-OSL法测量流程
步骤
Step
操作
Treatment
说明
Observed
1晒退若干测片,辐照不同实验室再生剂量
Bleaching aliquots and given different dose
2天然以及再生剂量测片均加热280℃,3 s
Preheating at 280℃ for 3 s
3红外光激发300 s,激发温度为50℃
IR stimulation at 50℃ for 300 s
4蓝光激发300 s,激发温度为125℃
Blue stimulation at 125℃ for 300 s
5所有测片预热,260℃,70 s
Preheating at 260℃ for 70 s
6蓝光激发200 s,激发温度为125℃
Blue stimulation at 125℃ for 200 s
LTT-OSL
7所有测片辐照试验剂量
Given test dose
8预热200℃,时间10 s
Preheating at 260℃ for 10 s
9红外光激发200 s,激发温度为50℃
IR stimulation at 50℃ for 200 s
10蓝光激发200 s,激发温度为125℃
Blue stimulation at 125℃ for 200 s
TTT-OSL
11所有测片预热,300℃,10 s
Preheating at 300℃ for 10 s
12蓝光激发200 s,激发温度为125℃
Blue stimulation at 125℃ for 200 s
13所有测片预热,260℃,70 s
Preheating at 260℃ for 70 s
14蓝光激发200 s,激发温度为125℃
Blue stimulation at 125℃ for 200 s
LBT-OSL
15所有测片辐照试验剂量
Given test dose
16预热200℃,时间10 s
Preheating at 200℃ for 10 s
17红外光激发200 s,激发温度为50℃
IR stimulation at 50℃ for 200 s
18蓝光激发200 s,激发温度为125℃
Blue stimulation at 125℃ for 200 s
TBT-OSL
TT-OSL信号中同时存在的ReOSL信号和BT-OSL,两种信号在测年过程中必须要分开。测量时首先测量样品的TT-OSL信号(LTT-OSL ),接着测量BT-OSL信号(LBT-OSL ),再用TT-OSL信号减去BT-OSL信号即可获得ReOSL信号(LReOSL )。由于在测量过程中有各种预热过程,会导致测样产生释光信号感量变化(sensitivity change),LTT-OSLLBT-OSL 直接相减是有问题的,必须对其中所产生的释光信号进行监测和校正。因此,在测量完TT-OSL和BT-OSL信号后,再给测片辐照一个试验剂量(test dose)并测量其OSL信号,用这个OSL信号强度(分别标注为TTT-OSLTBT-OSL )来校正感量变化。经过感量校正后的ReOSL信号(LC-ReOSL )由下面的公式(1)所获得:
LC-ReOSL =LTT-OSL /TTT-OSL -LBT-OSL /TBT-OSL (1)
在进行TT-OSL法De 测试时,每个样品的天然测片一般为6—9个,将另外若干个天然测片在UVACUBE400型模拟太阳灯下晒20 min,去除其天然释光信号,然后进行人工辐照即成为再生剂量测片。
在利用公式(1)计算感量校正后的ReOSL信号(LReOSL )时,LTT-OSLTTT-OSLLBT-OSLTBT-OSL 的取值是以各种信号衰减曲线上第1 s减去作为本底的最后10 s均值后得到的数值。
以样品D1-007-5和16ZKYZ20为例,二者的TT-OSL信号的衰减曲线见图9a、图9c,再生剂量生长曲线见图9b、图9d,那么可以看到如下2个特点:(1)天然TT-OSL信号衰减曲线中的第1秒信号可以达到n×103n×104级别,信号非常强;(2)再生剂量生长曲线反映即使再生剂量超过1000 Gy其信号的增长依然保持近线性,表明该方法在测量“老”样品方面的优越性。在测试时也注意到,该方法对于较“低”天然剂量(例如:<100 Gy)的样品测试误差是比较大,本文认为较“低”剂量的样品的TT-OSL信号弱,信噪比差且信号十分接近“零”剂量信号点,此处生长曲线微弱的变化即导致从拟合曲线计算相应的De 值时,产生较大的误差。本文对10个样品进行了TT-OSL法进行测试,与相应的SMAR法结果一起列在表4。


图9   样品D1-007-5和16ZKYZ20的TT-OSL信号衰减曲线、再生剂量生长曲线
Fig.9 TT-OSL signal decay curves and regenerated dose growth curves of the samples D1-007-5 and 16ZKYZ20
4   环境剂量率与年龄计算
OSL测年法的年龄计算公式:A=De /D,其中De 为等效剂量,D为环境剂量率,单位Gy/ka,是释光测年的关键之一。
样品所吸收的辐射能量是由其本身及周围沉积物中放射性核素(U、Th和K)的α、β和γ衰变产生的电离辐射所提供的,样品埋藏期间所含的水分对α、β和γ辐射具有一定的吸收作用,需进行校正。而宇宙射线对环境剂量率也有少量贡献,需根据样品所处的地理位置(经纬度及海拔)和埋深进行计算,获得环境剂量率所需要的主要参数即上述内容。所有样品的U、Th和K元素的含量是在国家地质实验测试中心采用等离子质谱仪测试完成;样品的含水量为实测,人为设置30%误差。年龄计算使用Durcan et al(2015)所发表并编制的剂量率和年龄计算在线程序DRAC-Calculator版本1.2完成。测试参数及结果见表4。
表4   各样品的测年结果及参数表
SampleDe protocolU /(μg/g)Th /(μg/g)K /%Water content /%Depth /mDose rate /(Gy/ka)De /(Gy/ka)Age /ka
D1-005-1SMAR3.0914.31.61120.43.883±0.12711.34±1.032.9±0.3
D1-005-2SMAR2.815.31.89171.23.899±0.15398.87±8.6825.4±2.4
TT-OSL58.2±23.1314.9±6.0
D1-007-1SMAR2.8614.31.58150.53.673±0.132231.85±28.4763.1±8.1
TT-OSL209.52±39.4057.0±10.9
D1-007-2SMAR2.9814.21.61623.635±0.136222.34±40.1661.2±11.3
D1-007-3SMAR2.8614.51.73172.43.698±0.143211.99±17.4957.3±5.2
TT-OSL237.2±30.9064.1±8.7
D1-007-4SMAR2.9114.51.79182.83.722±0.149193.70±61.7452.0±16.7
D1-007-5SMAR2.7414.11.781643.655±0.142215.08±24.3358.8±7.0
TT-OSL237.76±39.2565.1±11.0
D2-209-1SMAR3.0714.51.6870.54.151±0.1155.53±0.921.3±0.2
D2-209-2SMAR2.9414.41.71110.83.941±0.12626.42±1.826.7±0.5
D2-209-3SMAR2.7314.62121.34.086±0.13692.80±5.5122.7±1.5
TT-OSL61.53±9.9615.6±2.5
D2-010-1SMAR2.8514.71.6390.63.974±0.117227.75±15.4057.3±4.2
TT-OSL209.07±22.9952.6±6.0
D2-010-2SMAR2.9514.21.9141.73.937±0.143312.47±30.1879.4±8.2
TT-OSL327.48±22.4783.2±6.5
D2-028-1SMAR2.714.61.82162.63.750±0.14467.16±20.8017.9±5.6
D2-028-2SMAR2.6712.91.81413.698±0.131199.63±36.8154.0±10.1
16ZKYZ20SMAR2.4414.11.94162.13.757±0.144103.48±8.9327.5±2.6
TT-OSL95.7±9.8725.5±2.8
16ZKYZ19SMAR2.66141.65145.63.581±0.128228.73±56.5263.9±15.9
TT-OSL238.53±30.9466.6±9.0
16ZKYZ18aSMAR2.740.13713.81410.23.540±0.129323.97±29.391.5±8.9
TT-OSL378.63±24.82106.9±8.0
带灰色底纹年龄为本文不建议使用年龄。
Ages with grey background are not recommended in this paper.
5   讨论
受到NW—NNW向无锡-宿迁断裂长期活动控制,研究区内西部为暴露-剥蚀的岗地,东部为湖滨-湖-冲积平原,相对高差20—30 m,总体的水流方向SW向NE。岗地与平原区的沉积物在成因存在明显差异,通过对17个岗地晚第四纪沉积物样品进行绝对年代测试,确定区内地层的时代,理解其成因。
使用了OSL测年中的细颗粒(4—11μm)石英技术,采用了2种基于多片技术上的De 值测试方法:SMAR和TT-OSL法对样品进行测试,前者对所有样品进行了测量,后者仅对SMAR法De 值在接近100 Gy及以上的部分样品开展。
对SMAR法的适用性及测试条件进行了检验和确定并讨论了其D0 值,从D0 值看,是可以对本区的老样品进行测试。从表4的各样品SMAR年龄结果可见,不同取样点(除了D1-007点位的5个样品)的样品年龄符合地层沉积的规律,老地层在下,新地层在上,但是对于“老”样品,由于其OSL信号接近饱和,De 值存在较大的误差,结果可靠性较差。
使用TT-OSL法对10个样品进行了测试,表4中同时列出两种方法所获得的De 值及年龄。以SMAR法De 值为横轴,TT-OSL法为纵轴作图进行比较(见图10),结果表明:对于本文中较“低“剂量(~100 Gy以下)的样品,TT-OSL法De 值小于对应的SMAR法的值,且误差较大。由于较“低”剂量的样品其TT-OSL信号较弱,信噪比较差导致其天然剂量点散乱,极大影响结果的可靠性,本文主观地认为对于SMAR法De <100 Gy的本区样品,不宜采用该法进行测试。从表4和图10中也能看出,两种方法的De 值在不超过250 Gy区间时,在误差范围内基本一致。样品D2-010-2和16ZKYZ18a的两种方法的De 值均超过300 Gy,但TT-OSL的De 值均高于SMAR法De ,样品D2-010-2的两种方法De 值误差范围内可以视为一致,但16ZKYZ18a的TT-OSL法De 值明显高于SMAR法De ,这种现象反映TT-OSL法在测试“老”样品可能更有优势。从表4和图10中也可以看出,SMAR法De 值的误差普遍高于TT-OSL法的,这显然与其天然OSL信号进入饱和区有关,而TT-OSL的信号在更高的剂量范围内也能能够保持近线性增长,因此本文认为这两个De 值在300Gy以上样品,TT-OSL法的结果可能更可信。对于De 值300 Gy以下样品,虽然两种方法获得的De 值在误差范围内视为一致,但考虑到SMAR法De 值在此区间OSL信号的再生剂量生长曲线实际上已经进入饱和状态,误差大而可靠性较低,因而本文原则上对De 值超过200 Gy的样品同时也有TT-OSL法测试结果时,使用TT-OSL法的结果,在表4中,对不建议使用的年龄使用灰色底纹表示。


图10   SMAR法与TT-OSL法De 值比较图
Fig.10 Comparison of De values between SMAR and TT-OSL method
表4中样品最年轻D2-209-1,埋深为0.5 m,年龄为(1.3±0.2) ka;样品最老的为16ZKYZ18a,埋深为10.2 m,年龄为(106.9±8.0) ka。表观上,研究区内岗地的沉积物自晚更新世至全新世均有分布,但是从图2与表4中各样品点样品的年龄及埋深的关系,本区出露的晚第四纪沉积时代集中于晚更新世,部分地段地表部分发育薄层(几十厘米)全新世沉积。全新世沉积物可对应《1∶25万南京市区域地质调查报告》(江苏地质调查院,2003)中所划分的全新统大墩组(Q4d)。
从这些样品的空间分布看,在海拔≤10 m区域的采样点D2-209处采集的3个样品,最上部样品为D2-209-1(埋深为0.5 m,年龄为(1.3±0.2) ka),中间样品D2-209-2埋深0.8 m,年龄为(6.7±0.5) ka,最下部的样品D2-209-3埋深1.3 m,年龄为(22.7±1.5) ka,而同海拔≤10 m的区域内,邵伯湖湖岸上(海拔~5 m)取的2个样品D1-005-1(埋深0.4 m,年龄为(2.9±0.3) ka)和D1-005-2(埋深1.2 m,年龄为(25.4±2.4) ka),表明海拔较低的这两个采样点可能尚处于接受沉积阶段。但是应当注意的是,从图2上可知采样点D1-007也位于海拔≤10 m的区域内,该点的5个样品自上而下:D1-007-1,埋深0.5 m,年龄(57.0±10.9) ka;D1-007-2,埋深2 m,年龄(61.2±11.3) ka;D1-007-3,埋深2.4 m,年龄(64.1±8.7) ka;D1-007-4,埋深2.8 m,年龄(52.0±16.7) ka;D1-007-1,埋深4 m,年龄(65.1±11.0) ka。纵观这5个样品的年龄,是比较接近的,而且自上而下也有微弱变老的趋势。但是注意到D1-007-4年龄偏年轻,似与层序不符,该年龄为SMAR法测试,数据及生长曲线显示其天然OSL信号已进入饱和区,误差大,结果可信度较差,为节省机时未进行TT-OSL法测量;另外4个样品的结果已经能够反映整体的年龄及层序关系,不考虑样品D1-007-4的结果并不影响分析。虽然D-007采样点距离邵伯湖很近,位于海拔≤10 m的区域内,但是在局部地貌上,其处于一片凸起的微岗地上,海拔相对较高,手持GPS显示的海拔为18 m,考虑到手持GPS高程误差较大,邵伯湖面海拔4—5 m,综合周围地貌本文认为实际没有这么高,海拔10 m左右比较接近。另外根据浅层地震勘探研究,无锡-宿迁断裂的主断裂从该处附近通过(图2),该微岗地可能是一块主断层与分支断层间所夹的微块体,因位置相对较高,没有被剥蚀夷平而形成残丘,从其年龄看,至少自60 ka左右其就开始被剥蚀或者曾经有过沉积,但是均在后期被剥蚀。
位于海拔10—20 m的采样点D2-028有2个样品,近地表的D2-028-1埋深1 m,年龄为(17.9±5.6) ka;之下的样品D2-028-2埋深2.6 m,年龄为(54.0±10.1) ka,二者埋深相差1.6 m,年龄差异超过30 ka。钻孔16ZKYZ01也位于海拔10—20 m的区域,近地表的样品16ZKYZ20的埋深为2.1 m,年龄为(27.5±2.6) ka,其下的16ZKYZ19埋深为5.6 m,年龄为(66.6±9.0) ka,而最深的16ZKYZ18a埋深为10.2 m,年龄为(106.9±8.0) ka,均属于晚更新世,以16ZKYZ18a埋深和年龄简单推算其沉积速率约0.1 m/ka或0.1 mm/a,这个速率很低,间接表明该无锡-宿迁断裂扬州段的晚第四纪活动性是很弱,对岗地上沉积物的形成没有明显的影响。
从各采样点的分布高程位置及样品的年代,本文认为,对于海拔>20 m的区域,长期处于剥蚀状态或者曾经有过沉积但后期被剥蚀,而海拔10—20 m的区域,则可能存在先被剥蚀后再沉积的过程,其接受沉积的时间可能在距今30 ka以来,而对于海拔<10 m的区域,靠近湖泊水系等的位置,在全新世有沉积形成,物源则来自于岗地沉积的再搬运,然后在水系边缘堆积。
以表4中各样品的顺序为横轴,以其相应的年龄作为纵轴作图,以显示年龄的分布特征(图11),将17个年龄中去除最老的两个,余下的15个年龄明显在3个集中区间中,将这3个区间自老到新编号为Ⅰ、Ⅱ和Ⅲ。区间Ⅰ大部分年龄与MIS4对应,区间Ⅱ主要MIS2对应,区间Ⅲ则位于MIS1内,最老的两个D2-010-2和16ZKYZ18a年龄位于MIS5,而对于与MIS3的年龄很少,也即沉积少。MIS2和MIS4处于气候干冷时期,海平面下降,河流下切,区域内的湖即使存在也会大面积萎缩,难以有大量水下沉积物产生,沉积物最大可能来自于风尘堆积,区域上的风成堆积被称为下蜀土,本岗地风成堆积可归于此。显然,气候与岗地上的晚更新世沉积形成有很大关系。
从岩性上看,采样点D1-007主要棕黄色含粉砂黏土,含有钙质结核,不发育或无明显层理(图3e)。野外观察及年龄区间结合,本文认为这亦为下蜀土,形成于MIS4期间。样品D2-010-2和16ZKYZ18a的年龄处于MIS5阶段,前者位于岗地海拔20 m以上的相对高位,后者在钻孔10.2 m的深处,意味着本区并不缺少MIS5阶段(晚更新世早期)沉积。从野外岩性特征观察,这2个样品为含钙质结核棕黄、褐色粉砂质黏土,与采样点D1-007的差异不大,因此本文认为这些沉积也主要为风尘堆积,本文定这套MIS5阶段的风成堆积为Q31 ,相当于钻孔16ZKYZ的层3及岗地海拔20 m以上所出露的沉积;MIS4阶段形成的风成堆积为Q32 ,相当于钻孔16ZKYZ的层2以及采样点D1-007和岗地上海拔10—20 m出露的主要沉积物,这两套沉积均为下蜀土。
从年龄集中的程度看,没有MIS3阶段的年龄,意味着此阶段即便曾经有过沉积物,也很少而且随后被全部剥蚀,而且此阶段不排除无锡-宿迁断裂有一定的活跃。对于这个猜想,也是今后进一步研究的方向之一。
图11的年龄区间Ⅱ主要与MIS2对应,相对应的沉积物(可能会含少量MIS3阶段的沉积)以棕色、棕褐色含粉砂黏土为主,这些沉积主要出露于海拔十几米之下,在水系边缘分布,在海拔更低的湖岸等地则被几十厘米厚的全新世沉积所覆盖。MIS2阶段由于气候迅速变干冷,在LGM前后,由风力搬运的风尘增多并集中沉积在海拔较低的低洼处,但由于持续时间段,分布范围有限,厚度不大。
进入冰后期以及全新世,气候逐渐变暖,尤其是全新世,气候迅速回暖,海面上升,河湖逐渐泛滥,风尘堆积逐渐消失,在邵伯湖及主要的溪流水系附近发育河湖相沉积并覆盖于MIS2阶段沉积之上,从图11中年龄区间Ⅲ的年龄看,均在全新世,表明自LGM后,可能存在着沉积间断。而这可能也与无锡-宿迁断裂的活动有关联,历史记录上公元925年徐州5¾级地震、999年常州5½级地震、1624年扬州6.0级地震和1913年镇江5.5级地震等均与该断裂有关,证明全新世该断裂可能是较为活跃的。从野外的观察看,Q4沉积主要为灰色,棕灰色、浅灰色含粉砂黏土,显然以湖沼等较弱水动力环境的沉积为主。
综上所述,岗地沉积与构造活动没有明显的关联,而是与气候有很大的成因关系。研究区邵伯湖以西岗地沉积物的沉积结构和分布可以用一个简单的模式图来概括(图12)。图12中Q31 为MIS5阶段的风成堆积,Q32 为MIS4阶段形成的风成堆积,Q31 之下应该存在中更新世沉积,但研究区地表未见出露,需要对现有的钻孔岩芯做进一步工作确定,图中仅作为推测;Q32 —Q4为MIS2阶段到全新世的沉积,包含风成沉积和湖沼沉积。


图11   OSL年龄分布图
Fig.11 OSL age distribution map


图12   Stratigraphic structure model map of hilly sediments
Fig.12 Stratigraphic structure model map of hilly sediments
6   结论
综合本文的实验结果及以上分析,可初步获得以下结论:
(1)采用OSL测年中的SMAR法和TT-OSL法结合,对本区的17个浅表沉积物样品的细颗粒石英(4—11 μm进行测年,两种方法得到的结果大部分在误差范围内一致。但是对于较“低”剂量(例如:<100 Gy)的样品,TT-OSL法并不适应;SMAR法对于De 值大于300 Gy的样品,因天然OSL信号的增长进入近完全饱和区域,结果误差大,可能偏低。而TT-OSL法在>200 Gy以上的区间其结果的误差相对SMAR法结果要小,且地层的沉积层序符合的更好。
(2)从钻孔的年龄数据结果表明,本区的晚更新世沉积,其表观沉积速率~0.1 mm/a,这个速率很低,如果构造活动剧烈,很难有如此低的速率。说明郯庐活动断裂带及无锡-宿迁断裂的构造活动从总体上而言在本区不明显,地壳较为稳定。
(3)从17个样品的年龄分布特征观察,本区沉积物主要形成于更新世,并且以风成为主,对应下蜀土。主要沉积时段为MIS5-MIS4、MIS2和MIS1,MIS3阶段的沉积物很少。这表明岗地上的沉积物形成与晚更新世的干冷期有很大的关联;而研究区内少量的全新世沉积主要发育于湖边和溪流边,主要为湖沼相,这与冰后期及全新世变暖变湿,河湖泛滥有关。总体而言,岗地上沉积物的成因受到气候的影响明显。
(4)区域上的主要断裂-无锡-宿迁断裂对于岗地上的沉积物形成没有明显关联,在沉积物堆积过程中活动微弱不明显,而在相对活跃期,可能与岗地沉积间断(剥蚀)有关联,但是这个推论还需要更多证据证明。
致谢:
中国地质大学(北京)的硕士研究生杨晓东、李金典、李浩民、王浩男、康怀信,首都师范大学的李家存教授以及硕士研究生马晓雪、李凯、朱楠男,中国石油大学硕士研究生张淼、梁六禄等参加了野外工作并给予许多帮助,审稿人提出许多有建设性的意见,在此一并感谢。
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稿件与作者信息
张克旗*
ZHANG Keqi*
张克旗,E-mail: zhangkeqi@geomech.ac.cn
吴中海
WU Zhonghai,
周春景
ZHOU Chunjing
吴坤罡
WU Kungang
基金项目:国家自然基金项目(41571013);中国地质调查局项目(DD20160268)
National Natural Science Foundation of China (41571013); China Geological Survey (DD20160268)
出版历史
出版时间: 2018年11月22日 (版本3
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地球环境学报
Journal of Earth Environment