东南极普里兹湾陆隆区脊状沉积体的结构和形成过程

沈中延,杨春国,高金耀,纪 飞

国家海洋局第二海洋研究所,浙江杭州 310012

东南极普里兹湾陆隆区脊状沉积体的结构和形成过程

沈中延,杨春国,高金耀,纪 飞

国家海洋局第二海洋研究所,浙江杭州 310012

东南极普里兹湾陆隆区发育数个近垂直陆缘的脊状沉积体,这些沉积体记录了区域冰川活动和底流变化的历史。本文主要利用多道地震资料和水深资料对这些脊状沉积体的平面展布、走向上的结构差异进行了研究,在此基础上讨论了不同脊状沉积体的形成过程。结果表明研究区内脊状沉积体有两种不同结构类型: 西部Wild峡谷两侧不对称发育的浊流堤岸沉积形成两个平行峡谷的脊状沉积体; 东部数个脊状沉积体的形成与其下长期存在的浊流活动引起的穿时沉积间断面有关。不同峡谷的浊流活动起始时代不一,西部的Wild峡谷起始时代和陆隆区冰海沉积起始时代(P1)一致; 东部Wilkins峡谷以及Murray峡谷从后期的P3(约26.1 Ma)开始,代表普里兹湾地区的一次冰川极盛事件。研究区所有峡谷及其浊流活动均随时间向海扩展,造成相应的脊状沉积体向海扩展。在脊状沉积体外缘区域,浊流输送而来的细粒沉积物在向西的底流作用下形成大型深海沉积物波。

东南极; 普里兹湾; 脊状沉积体; 浊流; 等深流; 沉积物波

南极大陆边缘广泛分布着一些近垂直陆缘的脊状沉积体(sediment ridges,简写为SR(s)),前人对此展开了研究,均认为是浊流和底流相互作用的结果。这些脊状沉积体的结构同时具有空间和时间两个维度的信息,可以反映出陆区气候和冰川作用以及相应的浊流变化历史和陆隆区底流的变化历史。然而,前人并没有很好地在空间和时间两个维度对脊状沉积体展开研究。有些研究着重于时间维度,对脊状沉积体的发育阶段划分较为细致,但针对某一发育阶段,其空间上的分布特征并不涉及。如南极半岛西侧陆缘的大型脊状沉积体被解释为漂积体(sediment drifts),是其之间的浊流携带的细粒沉积物在南西向底流作用下形成一雾状层并再沉积而形成; 二维横剖面显示脊状沉积体具有不同生长阶段(Rebesco et al.,1996,1997)。Santis等(2003)在对威尔克斯地陆缘的脊状沉积体的研究过程中,也揭示出了脊状沉积体的生长过程。另外,Kuvass等(2005)在宇航员海/恩德比地陆缘的研究工作与前述研究有所不同,他们更侧重于对垂直陆缘方向(南北向)不同的流(浊流和底流)的作用域的区分,即通过地震剖面揭示的地层结构和地震相的研究,认为上陆隆区主要以浊流为主,在下陆隆区以底流为主,但时间维度的区分不够。

目前为止,有关本研究区(普里兹湾陆隆区)脊状沉积体的成果仅有Kuvaas和Leitchenkov(1992)发表。他们描述了脊的形态并对成因进行了讨论,然而受限于当时水深资料空间分辨率低、地震剖面稀少且品质较差等原因,研究的程度比较低。20多年来,在普里兹湾陆隆区增加了许多高品质多道地震资料和更高分辨率的水深资料,并且深海钻探计划(ODP)在研究区也进行了一个站位的钻探。这些资料可以帮助我们揭示脊状沉积体的空间结构,以反映出不同时间不同的流(浊流和底流)的相互作用过程,因而具有时间和空间两个维度的分辨率。本文对普里兹湾陆隆区61°～75°E范围内的脊状沉积体的空间结构进行了解剖,尤其侧重走向上不同部位的沉积特征的变化,基于此讨论了脊状沉积体的形成过程,以及此过程中浊流和/或底流的变化和作用过程。这为我们理解普利兹湾地区的冰盖动态以及洋流变化历史提供了直接的证据,也有助于通过与南极其他区域的对比来探究冰川和底流变化是否在整个南极具有时间上的一致性。

1 地质与水文背景

1.1 地质背景

普里兹湾陆地上存在一条泛非期构造带——普里兹带,中国地质科学院几代科学家在南极大量艰辛的野外地质和室内研究证明普里兹带是一条碰撞造山带(胡健民等,2008)。而在晚中生代,随着冈瓦纳超级大陆的裂解,普里兹湾所在的东南极和印度克拉通分离并且发生海底扩张,形成共轭边缘,造就现今陆架—陆坡—陆隆的格局。海底磁异常条带年龄研究工作揭示普里兹湾西侧的恩德比盆地(Enderby Basin,图1)扩张始于约130.2～124.1 Ma,东侧的伊丽莎白公主海槽(Princess Elizabeth Trough,图1)扩张始于约126.7 Ma(Gaina et al.,2007),两者近乎同时。研究区北侧是个海底高地,称为凯尔盖郎海台(Kerguelen Plateau,图1),火山活动最老的年龄是118～119 Ma(Duncan,2002),略晚于此处冈瓦纳大陆的裂解。凯尔盖郎海台形成后,作为一个地形高地,其存在对当地的洋流系统以及相应的沉积堆积产生了极大影响。

图1 研究区简图Fig. 1 Schematic map of the study area

普里兹湾的冰川活动历史是备受关注的一个研究热点。ODP的119航次在普里兹湾陆架区沿着一条近南北向剖面进行了5个站位的钻探,建立了陆架区地震地层格架,对冰期/前冰期地质界线以及冰期内部重要地质事件进行了时代标定(Cooperet al.,1991)。之后,ODP的188航次又分别在陆架、陆坡和陆隆区进行了3个站位的钻探,其中位于陆隆区的站位是1165站位(Cooper and O’Brien,2004;图1中红色三角形)。普里兹湾陆隆区沉积了约8 km厚的裂后沉积(Stagg et al.,2004),地震剖面上的裂后沉积中有一个明显的地震反射界面,称为P1,被认为是陆隆区冰海沉积的底界(Kuvaas and Leitchenkov,1992)。在P1之上,存在另一个地震界面P3,它是一些大型脊状沉积体的底界,界面上可见侵蚀现象,之上发育沉积物波,被认为是底流加强事件(Kuvaas and Leitchenkov,1992; 注: 原作者称该界面为P2,本文称之为P3)。然而,1165站位并没有钻遇P3和P1界面(Cooper and O’Brien,2004),因而无法直接标定这两个层位的年龄,由于多次波和陆坡的存在,通过地震剖面把陆架区的层位划分方案引至陆隆区的方法也行之无效。因此,至今为止,陆隆区的关键地震层位的地质年代没有办法直接得到。

1.2 水文背景

物理海洋研究表明现今普里兹湾附近有以下几个水团,即南极底层水(AABW)、绕极深层水(CDW)、普里兹湾陆架水(SW)以及南极表层水(AASW)。其中普里兹湾区域是否能产生南极底层水存在争议,如果能产生,那么它沿坡向下的流动对底形和沉积将起到很大作用。

从环流角度而言,普里兹湾及其邻近洋区(60°S以南)可分为三个纬度带,从北往南依次是东向绕极流区、幅散带和西向南极沿岸流为主的陆架区,其中幅散带以多涡结构为主,是其南北两个反向流区的过渡带(蒲书箴和董兆乾,2003)。

2 数据

本研究所使用的数据主要包括水深数据、多道反射地震资料以及钻孔数据。水深数据为“美国国家地球物理数据中心”(NGDC)的ETOPO1地形模型(Amante and Eakins,2009),分辨率达到1′×1′(图1的底图)。反射地震数据下载自“南极地震数据图书馆系统”(SDLS),包括澳大利亚、日本和俄罗斯三个国家的6个航次的地震数据(测线分布见图1中黑色线条,其中加粗橙色部分是本文出现的剖面),分别为俄罗斯的RAE40和RAE39航次、日本的TH84和TH99航次以及澳大利亚的GA228和GA229航次。钻孔数据主要是ODP 188航次的1165站位。

3 脊状沉积体的结构和形成过程各论

普里兹湾外陆隆区发育一些近垂直于陆缘的脊状沉积体,平面上大致呈放射状,由西往东依次为Daly SR、Wild SR、Wilkins SR和Murray-W SR(图1)。Wild SR和Wilkins SR这两个名称的专名(即Wild和Wilkins)据Cooper和O’Brien(2004),但原文献中都用drift(漂积体)作为通名,本文统一用sediment ridge(脊状沉积体)作为通名。Daly SR、Wilkins SR和Murray-W SR是本文首次命名,均以各自邻近的峡谷名作为专名。Wild SR和Wilkins SR的向海端,脊状沉积体分叉较多,本文分别命名为W1 SR至W4 SR(图1)。下文将对这些脊状沉积体的结构和形成过程逐一进行论述。

3.1 Daly SR和W1 SR

Daly SR和Wild SR—W1 SR之间有一个峡谷,称为Wild峡谷(图1)。从走向看,Wild峡谷大致可以分为南北两段,南段为北北西向,北段变为北西西向。Daly SR位于Wild峡谷西南侧,其脊线展布亦从南段的北北西向变为北段的北西西向,和Wild峡谷的展布几乎完全平行。在Wild峡谷北段的北侧发育一个小型的脊状沉积体——W1 SR。

图2 地震剖面TH99-30(部分)揭示的Wild峡谷及两侧的地层结构(剖面AA’位置见图1)Fig. 2 Structure of the Wild Canyon and its two sides on part of seismic profile TH99-30 (for section AA’ see Fig. 1)

一系列地震剖面横切Wild峡谷各段。上游的TH99-30剖面上炮号(SP)3000—3400区段的P1至P3地层中可以看到一些叠置的向上凹的弧形强振幅反射,从下往上整体向西迁移(图2中a),在这些叠瓦状反射以东,P1至P3之间地层基本等厚,地震反射能量相比上下地层而言较弱,而在叠瓦状反射以西的邻近区域(SP 2800—3000区段),由于强振幅(图2中b)的屏蔽效应,P1至P3间地层的能量很弱,但仍然可以看到地层厚度由东向西有明显减薄收敛趋势。P3之上的地层在现今Wild峡谷西侧向西倾,厚度明显向西减薄,而在峡谷东侧可见小规模向东减薄现象(图2中c),峡谷两侧地层发育非常不对称。

这种叠瓦状的弧形反射在东南极威尔克斯地110°～145°扇区的地震剖面上也有见到,Close(2010)把它解释为迁移的浊流水道。结合叠瓦状弧形反射西侧地层厚度向远离弧形反射方向减薄这一现象,我们认为TH99-30剖面上P1至P3之间的叠瓦状弧形反射也是迁移的浊流水道,其西侧紧邻的是水道的堤岸沉积(levee)。强振幅反射(图2中b)是水道充填沉积。水道的堤岸沉积在西岸(左岸)优势发育,构成Daly SR的主体,本文对此的解释为: 沿峡谷向下(向北)的浊流受到科氏力的作用向左偏转,长期在西岸发育大型堤岸沉积,某个时间在东岸也有小型的堤岸沉积(图2中c)。

RAE40-07剖面位于现今Wild峡谷中游(图3),该剖面上见不到类似上游TH99-30剖面上的迁移水道反射。P1至P2(P2是P1和P3之间一个主要的地质界面)期间峡谷左岸并没有明显的堤岸沉积,地层从北往南平稳过渡,向南超覆。大致在P2之后,峡谷左岸地层厚度变化加剧,向远离水道方向减薄,解释为水道堤岸沉积,这和上游的特征一样。和上游不同的是在峡谷东北侧出现了一个小型的脊状沉积体——W1 SR。W1 SR主要由远离峡谷轴方向(向北)逐渐减薄收敛的地层组成,是Wild峡谷在右岸的堤岸沉积,但规模小于左岸。W1 SR之下有一向南倾的面(本文称为P4),P3和P4之间地层向北增厚,P4之上向北减薄的堤岸沉积超覆其上。中游的另一剖面(GA229-32剖面)品质更好,和RAE40-07距离较近,可以相互印证,该剖面揭示出几个特点: (1)至少P1至P3时期此处的Wild峡谷两侧不存在堤岸沉积,地层近乎等厚; (2)P2时期在现今Wild峡谷轴线以南出现了侵蚀和上覆地层向侵蚀面超覆的现象(图4中a); (3)W1 SR之下双程走时约6 s处可见侵蚀现象(SP 5500—4800区段,图4中b和黑色箭头所示),侵蚀最深处可达P2和P3中间的层位,SP 5500—4800区段的P2至P3之间地层近水平,同相轴被侵蚀面截断,截断处无波状起伏现象,P3面似乎可以连续至SP 5500—4800这一段,P3和P4之间的地层向北增厚,同相轴下超到侵蚀面上,最后侵蚀面被P4及其上的堤岸沉积所覆盖。如果侵蚀面是在P2和P3中间最深侵蚀处的地层沉积时就形成,那么一般而言这种崎岖的地形会对当时流过该古地形的流造成影响,从而引起上覆沉积波状起伏,在侵蚀面边缘也会由于流的溢流现象而产生波状反射,这种现象在研究区很常见,但此处P3之下的侵蚀面边缘并没有出现波状反射,只在P3之上的侵蚀面附近出现,因此我们推断侵蚀面P3时形成。P4开始,在Wild峡谷北岸覆盖原先存在的侵蚀面并沉积堤岸沉积,构成W1 SR的主体。

图3 地震剖面RAE40-07(部分)揭示的Wild峡谷及两侧的地层结构(剖面BB’位置见图1)Fig. 3 Structure of the Wild Canyon and its two sides on part of seismic profile RAE40-07 (for section BB’ see Fig. 1)

图4 地震剖面GA229-32(部分)揭示的Wild峡谷及两侧的地层结构(剖面CC’位置见图1)Fig. 4 Structure of the Wild Canyon and its two sides on part of seismic profile GA229-32 (for section CC’ see Fig. 1)

图5 地震剖面TH99-27(部分)揭示的Wild峡谷及两侧的地层结构(剖面DD’位置见图1)Fig. 5 Structure of the Wild Canyon and its two sides on part of seismic profile TH99-27 (for section DD’ see Fig. 1)

下游的TH99-27剖面上Wild峡谷南坡出现和GA229-32类似宽缓的波状沉积(图5中a),再往南出现向南倾斜并减薄收敛的堤岸沉积(图5中b)。南岸P2时期也见剥蚀现象,造成地层厚度的突变(图5中c)。峡谷北岸的堤岸沉积(W1 SR)之下不存在向南倾斜的P4面以及P2和P3间的侵蚀面。

综上所述,Daly SR主体是Wild峡谷左岸优势发育的堤岸沉积,是沿着峡谷向下的浊流受科氏力影响所致。但从上游到下游,堤岸沉积发育的时代并非一致,最老的堤岸沉积出现在最上游TH99-30测线上。左岸的堤岸沉积受控于Wild峡谷的发育历史,Wild峡谷在P1至P2期间只在上游发育,在左岸形成堤岸沉积,剖面上可见迁移的水道(图2); 约P2开始,峡谷和左岸堤岸沉积延至中游RAE40-07剖面处; 而再往下的GA229-32和TH99-27剖面左岸开始出现堤岸沉积和宽缓的波状沉积的时代至少要在P3之后。

另一个小型脊状沉积体W1 SR主体是Wild峡谷右岸较为弱势发育的堤岸沉积。在RAE40-07和GA229-32剖面上出现W1 SR之下P3和P4间地层向北增厚现象,而在下游TH99-27上没有此现象;另外在GA229-32剖面上出现了P2和P3之间的侵蚀面以及P4之后向北减薄明显的堤岸沉积,下游TH99-27剖面上仅有P4之后的堤岸沉积,且向北减薄程度不如GA229-32剖面。对此我们的解释是: P4之前,现在Wild峡谷下游NWW走向这一段还没有发育,当时的水道是NNW方向往海延伸或消失。因此在GA229-32剖面的P2和P3之间形成了侵蚀面(该剖面正好在上游峡谷走向延长线上),侵蚀面的形成期应该对应了浊流的一个极大期(P3附近)。此时P3面连同侵蚀面形成了一个略向南倾的古地形面,向北的流沿着此面会导致流速降低而沉积更多沉积物,从而加大这一南倾古地形面的坡度,这便是GA229-32上P3-P4之间发生的情形。P4开始,出现下游NWW向峡谷,大部分的流量会转向下游,因此GA229-32剖面上峡谷北岸的堤岸沉积仅在浊流水道附近,向北溢流的量应该不大,造成P4之上的古地形面坡度的逐渐降低。

3.2 Wild SR、Wilkins SR和Murray-W SR

Wild SR、Wilkins SR和Murray-W SR这三个脊状沉积体向海延伸长度不一,前两者延伸长度接近,但远于第三者,然而通过地震解释,发现这三个脊状沉积体的结构和形成过程很相似。

3.2.1 脊状沉积体之下的侵蚀面

横剖面TH99-30揭示Wild SR根部的特征,该剖面上Wild SR的西翼陡、东翼缓,其形态和形成过程与底下一个向东倾斜的侵蚀面(ES1)有关,ES1之上的地层与之平行并向东倾斜,构成Wild SR的主体,ES1之下地层向西倾斜。ES1最下面是一个U形形态反射(图6中a),底部振幅较强,再往东反射轴整体上凸(SP 4550—4700区段)。ES1似乎可以向下延至P1面,在SP 4700—5000区段的P1—P3之间地层也出现向西迁移的浊流水道反射(图6),这和该测线左边Wild峡谷的情形一致(图2中a)。

另一个侵蚀面出现在TH99-30剖面的Wilkins SR东翼之下,称为ES2,ES2向东倾,倾角和ES1基本一致,往东出现一些向上向东迁移的强振幅反射(图6中b)。这种两边分别出现侵蚀面和强振幅反射的组合在研究区并不是个例。ES2切割的最下地层为P3附近。

TH99-30剖面上Wilkins SR以东还存在一个小型的SR(Murray-W SR),东翼之下也存在一个向东倾的侵蚀面(ES3),ES3东侧也出现了向上向东迁移的强振幅反射,ES3切割的最下地层为P3附近。这个SR被最新的普里兹冲积扇(Prydz Mouth Fan)的沉积所覆盖。通过邻近地震剖面解释,该SR的脊线为近南北向展布,但延伸不远。

这些侵蚀面(ES1至ES3)和南极半岛的“X”面(Rebesco et al.,1997)很相似。Rebesco等(1997)对“X”面的成因进行了讨论,认为一次剥蚀事件造成的“X”面需要每次事件在深海剥蚀掉超过1500 m的沉积,且需要两次这样的事件(原文中的两个漂积体有两个不同时代的“X”面); 他们倾向于认为这是在连续沉积环境中局部的穿时沉积间断。本文的ES1至ES3切穿的地层达1 s(约1500 m厚度,假定3000 m/s的层速度),和南极半岛的情形类似。我们也认同Rebesco等(1997)的观点,把侵蚀面和另一侧的强振幅反射的组合解释为浊流水道。沿着水道向下坡流动的流因受科氏力作用在西岸发生侵蚀而在东岸发生沉积(强振幅反射)。

3.2.2 Wild SR和Wilkins SR远端的特征

通过地震和水深资料,在Wild SR和Wilkins SR远端解释出3个脊状沉积体分叉(从西往东依次为W2 SR、W3 SR和W4 SR),走向和Wild SR、Wilkins SR不一样,变为北东向,并具有一定的弧形特征(图1)。从水深图看,W2 SR往深海方向又有分叉,但没有地震剖面揭示其分叉特征。

图6 地震剖面TH99-30(部分)揭示的Wild SR和Wilkins SR的结构(剖面EE’位置见图1)Fig. 6 Structure of the Wild SR and Wilkins SR on part of seismic profile TH99-30 (for section EE’ see Fig. 1)

Kuvaas和Leitchenkov(1992)对普里兹湾陆隆区的两个脊状沉积体(原文中称为ridge a和ridge b)进行过研究。通过对比,我们认为ridge a和ridge b分别对应W2 SR和W3 SR。GA229-31剖面切过的是W2 SR的远端,它和W3 SR之间是一个水道(图7中a),但水道发育的时间比较晚,W2 SR主体发育时间和水道发育时间一致,暗示两者有成因关系。W2 SR西翼广泛发育沉积物波(图7中b),沉积物波向上坡方向迁移,但沉积物波的形成时代要早于W2 SR的主体发育时间。综上可以推断W2 SR的产生还是和向下坡方向的浊流水道有关,但沉积物波在W2 SR产生之前就已存在。

GA229-31测线上的W3 SR的结构和TH99-30剖面上的Wilkins SR类似,存在一个向东的侵蚀面(图7),从细节上看,该侵蚀面由三段不连续的侵蚀面组成,最下切割地层到P3附近,最上切割地层和TH99-30剖面上ES2近似一致。通过对比,我们认为这个侵蚀面就是ES2,W3 SR和上游的Wilkins SR是一个脊状沉积体。

在GA228-08剖面上,W3 SR下的侵蚀面在上段比较清晰,往下的延伸方向不是很清晰,P31面之上有一些向西迁移的强反射(图8中a),解释为水道边缘沉积,水道开始活动时代从P31开始。W4 SR的情况和W3 SR很类似。而向陆方向的GA229-31剖面ES2最下切割地层至P3附近。这些现象有助于了解脊状沉积体的扩展方式。对这些现象有两种可能的解释: (1)浊流水道在GA229-31上的发育是从P3左右开始,随着时间的推移水道向海方向扩展并且分叉,到了P31时期延至GA228-08剖面上。(2)两条测线上的浊流水道是同时开始发育的,时代为P31,在GA229-31测线上从P31开始剥蚀,侵蚀面向下切割至P3。通过分析,我们更倾向于解释(1),因为GA229-31测线ES2之下的P3至P31之间的地层厚度向剖面左端(向海)减薄(图7),而如果当时没有浊流水道,地层的减薄趋势应该是像P1-P3间地层一样向剖面右端(向陆)。因此,GA229-31和 GA228-08两条高品质地震剖面揭示的脊状沉积体细节让我们了解一个事实: 浊流水道随着时间推移向海迁移,从而使脊状沉积体向海扩展。

在此区域,还广泛发育大型深海沉积物波。深海沉积物波主要有两种成因: 浊流成因和底流成因(Wynn and Stow,2002),事实上,浊流和底流在很多区域是共存且相互影响的。研究区现今存在向西流的底流(假定沉积物波存在期的历史底流方向和现今一致),同时向下的浊流因受科氏力影响有较大的向西分量,两者方向一致,因此很难区分沉积物波是由于底流还是浊流成因。通过综合分析,我们认为此处的沉积物波是以底流成因为主,因为(1)剖面GA229-31上W2 SR附近,早在浊流水道发育之前就有大面积沉积物波存在; (2)GA229-31上W3 SR南东翼沉积物波朝下坡方向迁移(图7),而浊流成因的沉积物波是朝上坡方向迁移的。

图7 地震剖面GA229-31(部分)揭示的W2 SR和W3 SR的结构(剖面FF’位置见图1)Fig. 7 Structure of the W2 SR and W3 SR on part of seismic profile GA229-31 (for section FF’ see Fig. 1)

图8 地震剖面GA228-08(部分)揭示的W3 SR和W4 SR的结构(剖面GG’位置见图1)Fig. 8 Structure of the W3 SR and W4 SR on part of seismic profile GA228-08 (for section GG’ see Fig. 1)

4 讨论

4.1 P1古地形面的作用

陆隆区的P1面被认为是冰海沉积的底界并且没有起伏(Kuvaas and Leitchenkov,1992),我们的研究证实了前者: 确实是从P1开始才出现浊流水道和相关沉积。然而P1面的时间构造图(图9)显示该面并不平坦,而是存在两个鼻状构造,对应Daly SR和Wild-Wilkins SR的位置,亦可见两个峡谷(Wild峡谷和Wilkins峡谷)的雏形。Wild峡谷从P1开始就开始浊流活动; Wilkins峡谷的浊流活动起始时间虽较晚,但很明显先存的峡谷成为了后期浊流的通道。因此,P1面的古地形形态对脊状沉积体的形成有两个作用: (1)鼻状凸起奠定了脊状沉积体的基础格架; (2)峡谷成为浊流的优势通道,带来沉积物进而促使脊状沉积体的生长。

在研究区以西的宇航员海及恩德比地陆缘,也存在一个区域不整合面CS-4,被解释为冰海沉积的底界(Kuvaas et al.,2005),从地震反射特征以及其上出现的浊流水道增多的现象来看,CS-4应该等同于普里兹湾的P1面。在整个宇航员海和恩德比地陆缘,CS-4的主要转折和之下的所谓“区域棱镜体”有关,转折处对应区域棱镜体的向海消失处(详见Kuvaas等(2005)图3)。在本研究区,也存在区域棱镜体,但只存在于最西边的TH99-30剖面靠近陆坡坡脚处。而鼻状凸起与这个区域棱镜体无关,在鼻状凸起向海一侧边缘,P1面的转折和下伏地层一致,因此我们推断是更早的事件造成P1面的转折,即造成了鼻状凸起,而这一更早的事件很可能可以追溯到盆地早起的张裂期。

4.2 区域沉积模式

根据第4部分对各个脊状沉积体结构和成因的讨论,我们可以大体了解研究区的沉积模式。研究区主要存在两种流,一是自上而下的浊流,二是底流。

研究区从P1开始出现许多浊流水道(图10中橙色箭头)及其相关沉积,最大的是Wild峡谷,其次是Wild SR和Wilkins SR之间的区域。P1时期水道还停留在比较靠陆的地方,Wild峡谷左岸已经存在明显的堤岸沉积。随着时间的推移,水道向海方向扩展,P2也存在一次事件,但这次事件造成的剥蚀仅存在于Wild峡谷左岸,暗示P2事件实质上是Wild峡谷的一次事件,而不是区域事件。

P3是一个重要的时间点。P3时,Wild峡谷存在一次浊流极大事件,造成了GA229-32测线上的侵蚀,此时向下的浊流应该还会顺着走势继续向北前进(图10中黑色箭头)。同时,Wilkins SR和Murray-W SR之下出现浊流水道(图10中黑色箭头),引起左岸长期的侵蚀面,造成了这两个脊状沉积体的形成。

图9 P1层面时间构造图(等t0图)Fig. 9 Time structure map of surface P1

图10 研究区P1以来流的发育和沉积模式简图Fig. 10 Currents and sedimentary pattern since P1 time

P31时期,Wild SR和Wilkins SR之下的浊流水道向下扩展(图10中白色箭头),形成了外缘的W2、W3和W4 SR这三个脊状沉积体分叉。

大约P4时期,Wild峡谷北段发育峡谷(图10中白色箭头),地震剖面上见明显的峡谷形态和充填特征。Wild峡谷南北两段的连通可能发生在这个时期,由此,北岸的堤岸沉积W1 SR开始发育,而南岸的堤岸沉积规模上要远大于北岸。粗略的地震层位对比表明P4要晚于P31。

深海除了浊流之外还存在底流。底流的一个显著沉积建造是漂积体(drift),地震剖面上多表现为长条似透镜状的外形特征,内部反射以透明/半透明相为主(Faugeres et al.,1999)。另外,底流还可以产生沉积物波。本研究区的沉积物波的分布范围很大(边界见图10点划线),东西边界和图10的东西边界接近,南、北界如图10所示,面积约9×104km2。大部分剖面上,沉积物波位于漂积体之内。这些特征也说明沉积物波是底流成因的。沉积物波的平面分布特征(如波的脊线走向、迁移方向等)可指示流的方向(Wynn and Stow,2002)。本研究区缺乏精细海底地形资料,无法获取其平面分布特征,然而从沉积物波分布范围看底流流向应该是近似向西的,尤其是北部边界因远离浊流而几乎不受其影响,反映出底流的流向。

研究区沉积物波的启动时间(底界年龄)在不同剖面上并不一致,总体有从西往东变新的趋势(表1)。既然沉积物波是底流成因,那么在研究区不同区域,底流的增强或减弱应该是同时的,如果其它影响沉积物波的形成和发育的因素是一致的,则形成的沉积物波也应该接近一致。因此,研究区各剖面沉积物波启动时间的差异应是底流流速之外的因素在起作用。通过仔细观察和分析,作者发现不同部位沉积物波启动的时代大致和这些部位的浊流活动起始时间对应。因此,可能的解释是: 不同时代开始的浊流提供细粒沉积物,这些沉积物在底流的作用下形成沉积物波。

表1 研究区不同剖面上沉积物波的起始年代一览表Table 1 Onset times of the sediment waves on different sections

底流成因沉积物波以及漂积体的分布范围只是底流的显现域,它的实际流经区域势必要大得多。研究区的底流的北界可通过漂积体的北界确定,然而底流的南界却很难界定,因为在那里,底流和浊流往往发生了相互作用,并且由于底流的流速较小,它的作用很多时候被浊流所掩盖了。第3.2.2节提到了一个浊流和底流相互作用的实例,在区域的底流背景下,W2、W3和W4 SR之间浊流也形成了相应的沉积现象,但浊流影响的主要范围限于水道内部。然而,正如前文所述,浊流在输送沉积物方面起到重要的作用。W2、W3和W4 SR走向向北东拐并呈弧形,现今在这一区域也存在涡旋,两者一致; 可能是底流在向西流的总体背景下亦作涡旋运动,也可能是更上部的流对近海底沉积产生影响,至于是哪种可能性还需更多的水文观测数据支持。

4.3 P3的年代和地质意义

有关P3的年代和地质意义,最早的推测认为它对应了23.5 Ma德雷克海峡的打开以及南极绕极流的启动(Kuvaas and Leitchenkov,1992),但也有学者认为是对应了渐新世或中新世的一次主要的冰川扩张事件(Shipboard Scientific Party,2001a)。ODP 188航次的1165C孔钻进了999 m地层,钻孔最深处在P3之上一点,因此无法直接标定P3,但可以对P3的年龄进行推测。若知道井孔底部至P3的双程旅行时(tΔ,单位s)、层速度(v,单位m/s)、沉积速率(SediRate,单位m/Ma)以及井孔底部年龄(1age,单位Ma),那么P3的年代(2age,单位Ma)就可以根据公式:

计算而得。根据1165C孔合成地震记录与过井地震反射的相位对比可以把井孔深度域资料与时间域的地震剖面对应起来(Cooper and O’Brien,2004)。P3和井孔底部反射相位相差约0.27 s,井孔底部年龄约为22 Ma(Florindo et al.,2003),沉积速率采用1165C孔底部675～999 mbsf的沉积速率: 93.6 m/Ma(根据Florindo等(2003)对井孔定年而计算得到),层速度用1165C孔底部(约960 mbsf)处的速度～2840 m/s(Shipboard Scientific Party,2001b)代替。由此计算得到P3的年龄为26.1 Ma。

P3之上出现沉积物波这一现象被认为是P3底流加强的关键证据(Kuvaas and Leitchenkov,1992),然而前文已详细论证过实际上沉积物波的起始时间在研究区不同部位是不相同的(4.2章节)。P3时期,研究区的峡谷均表现出了浊流加强,尤其是Wilkins SR和Murray-W SR之下首次出现较大规模的浊流活动。普利兹湾陆架现今地形呈现出这样一个特点: 在陆架边缘地形隆起,往内是一碟形下凹的负地形,在间冰期,沉积物将大量沉积在这一负地形的盆地内,只有少量沉积物能越过陆架边缘隆起。因此本文认为P3代表了普里兹湾地区的一次冰川极盛事件,可能彼时冰川已经到达陆架边缘,携带大量沉积物的冰川融水直接越过陆架边缘隆起,冲刷陆坡和陆隆区域,尤其是先存的峡谷成为主要的浊流水道。同时,陆隆地区沉积物供给量的增加也促进了脊状沉积体的发育。然而,并不能说底流在P3时期一定是不增强的。

5 结论

(1)普里兹湾陆隆区脊状沉积体有两种不同结构类型,一是西部的Wild峡谷两侧的Daly SR和W1 SR,其主体构成是沿着峡谷流动的浊流形成的不对称堤岸沉积; 二是中、东部的Wild SR、Wilkins SR和Murray-E SR,其主体构成与其下的东倾剥蚀面有关,该剥蚀面是长期存在的浊流水道引起的穿时沉积间断。

(2)峡谷的浊流开始活动时代不一,Wild峡谷是从P1(冰海沉积底界)开始活动,Wilkins峡谷以及Murray峡谷是从P3开始。但峡谷均有随着时间向海方向扩展的趋势,造成相应的脊状沉积体向海扩展。Wild峡谷和Wilkins峡谷的雏形在冰海沉积开始之前就已形成。

(3)沉积物波的范围和迁移特征暗示其是底流成因的。在Wild SR和Wilkins SR外缘的W2、W3和W4 SR处存在底流和浊流的相互作用现象,浊流在输送沉积物方面起到重要的作用,但影响的主要范围限于水道内部。不同部位沉积物波启动时代大致和这些部位的浊流活动起始时间对应,解释为不同时代开始的浊流提供细颗粒沉积物,这些沉积物在底流的作用下形成沉积物波。

(4)P3的年代经过有限的外延确定为26.1 Ma,代表了普里兹湾地区的一次冰川极盛事件。

Acknowledgements:

This study was supported by National Natural Science Foundation of China (No. 41306201) and State Oceanic Administration (Nos. CHINARE2014-01-03,CHINARE2015-01-03,CHINARE2014-04-01 and CHINARE2015-04-01).

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Structure and Development Processes of the Sediment Ridges on the Continental Rise off the Prydz Bay Margin,East Antarctica

SHEN Zhong-yan,YANG Chun-guo,GAO Jin-yao,JI Fei
The Second Institute of Oceanography,State Oceanic Administration,Hangzhou,Zhejiang 310012

Several sediment ridges (SRs) are located on the continental rise off the Prydz Bay margin,East Antarctica. These SRs recorded the history of the regional glacial movements and bottom current activities. Multichannel seismic reflection data in this region have been interpreted together with bathymetry data for the planar distribution,cross-section structures along strike,and the formation and development processes of the SRs. On such a basis,two different groups of the SRs have been identified. The first group includes two SRs which were asymmetric levees on both sides of the Wild Canyon in the western part of the study area. The second group includes SRs in the eastern part of the study area whose formation and development were closely related to the local,diachronous hiatuses generated by the turbidity flow. The onset time of the turbidity activities in different canyons is not concurrent. For Wild Canyon in the west,the onset time is P1,which is the base of the glaciomarine deposit on the continental rise,while for Wilkins and Murray Canyon in the east,it began at a later time P3 (～26.1 Ma),which represents an expansion of the glaciers in Prydz Bay area. All the canyons and the turbidity currents within them both extended seaward with time and so did the consequent SRs. In the areas north of the seaward edge of the SRs,large deep sea sediment waves consisting of fine-grained sediments supplied mainly by down-slope turbidity currents were generated under westward-flowing bottom currents.

East Antarctica; Prydz Bay; sediment ridge; turbidity current; contour current; sediment wave

P941.61; P731.26

A

10.3975/cagsb.2015.06.03

本文由国家自然科学基金青年基金(编号: 41306201)、国家海洋局“南北极环境综合考察与评估专项”之“南极周边海洋地球物理考察”(编号: CHINARE2014-01-03; CHINARE2015-01-03)和“南极环境综合分析与评价”项目(编号: CHINARE2014-04-01; CHINARE2015-04-01)联合资助。

2015-03-08; 改回日期: 2015-10-15。责任编辑: 张改侠。

沈中延,男,1982年生。助理研究员。主要从事海底构造与沉积研究。通讯地址: 310012,杭州市保俶北路36号国家海洋局第二海洋研究所。E-mail: shenzhongyan@gmail.com。