马尼拉海沟1.4 ka B.P.以来浊流事件沉积及其成因机制*

2022-05-30刘晓航胡丽沙徐景平汪志文

古地理学报 2022年3期

徐伟刘晓航刘猛胡丽沙徐景平汪志文

1 中国海洋大学海洋地球科学学院，山东青岛 266100 2 南方科技大学海洋科学与工程系，广东深圳 518055

1 概述

沉积物由陆向海、由浅海向深海的搬运是地质学家关注的重点。浊流，作为重力流的一种，是将陆地或浅水区物质搬运至深海最重要的一种方式(Middleton，1993)。浊流在运动过程中速度通常可达几米每秒，蕴含巨大的能量，对海底地形具有侵蚀作用，能将近岸的沉积物搬运至几百甚至上千千米以外的深海平原(徐景平，2014)。随着坡度变缓，浊流流速下降，浊流所携带的沉积物因重力作用发生沉降，颗粒由大到小依次发生沉积，形成浊积岩(Bouma，1962)。浊流作为海底沉积物远距离运输的重要方式，其触发、搬运及最后沉积过程都是浊流研究的关键科学问题(Meiburg and Kneller，2010)。

已有学者通过对不同地区浊流触发因素的研究，探讨了海平面变化、气候事件、河口环境以及构造活动对浊流形成的影响(Bourgetetal.，2010；Jorryetal.，2011；Bourgetetal.，2013；Clareetal.，2016)。现今对浊流过程的研究大多借助于数值模拟、室内水槽实验(Knelleretal.，1999；Huangetal.，2005；Bestetal.，2009；Felix，2010)，以及利用浊流的露头、钻孔、重力柱等手段来反演浊流的过程(Willianetal.，2002；Haughtonetal.，2009；Bourgetetal.，2011)。然而，由于现场观测的难度极大，仅有少数现代浊流观测资料(Zhangetal.，2018；Wangetal.，2020)，使得浊流中一些关键性的参数难以获取，导致浊流运动过程研究争议颇多(Meiburg and Kneller，2010)。浊流沉积中记录了浊流演化的重要信息，以沉积学手段对浊流沉积的分析并追溯物质来源及其形成条件是当今浊流研究的热点(Middleton，1993；Bourgetetal.，2010；Goldfinger，2011；Lombo Tomboetal.，2015)。海沟是水深超过5000 m的槽型地貌，位于构造俯冲带，海底峡谷是海底窄而深的长条形负地形，通常位于大陆架中部和坡折带(韩喜彬等，2010；李三忠等，2020)。而海底浊流广泛存在于海底峡谷或海沟，科学家在世界范围内对Var浊流系统(Jorry，2011；Khripounoffetal.，2012)、Rhone海峡(Lombo Tomboetal.，2015)和Monterey海峡(Xuetal.，2014)研究颇多，而中国南海的特殊地理位置也使得该区域的浊流研究备受瞩目(徐景平，2014)。南海浊流的相关研究主要集中在南海北部陆坡、珠江口等地区(李粹中，1993；王海荣等，2008；Jiangetal.，2014；Zhongetal.，2017；Sunetal.，2018)。多条起源于台湾和南海北部大陆坡的海底峡谷或水道皆汇聚于马尼拉海沟(Yuetal.，2009；Kuangetal.，2014)，是浊流远距离搬运的天然实验室。此外，南海东北部海底铺设有多条通信电缆，2006年地震引发的海底滑坡和浊流，曾切断了14条位于台湾岛和马尼拉海沟之间的海底缆线(Hsuetal.，2008；Gaveyetal.，2017)，造成巨大的经济损失。因此，对马尼拉海沟浊流的研究也具有重要的经济效益。

2 马尼拉海沟地质背景

图1 马尼拉海沟GEO6站位岩心采集位置及水深地形图Fig.1 Gravity core GEO6 location and bathymetry maps of Manila Trench

3 材料与方法

本研究依托国家自然科学基金支持的“南海东北部—吕宋海峡共享航次”，于2018年6月利用科考船“嘉庚”号在马尼拉海沟北部水深3747 m的GEO6站位(20°44′28”N，120°05′27″ E；水深3734 m)采取重力柱1根(柱长122 cm)。

当岩心剖分后，立即在国家海洋局第一研究所进行了岩心颜色反射率扫描，所使用的仪器为英国GEOTEK公司的岩心物理参数综合扫描仪(Multi-Sensor Core Logger)，分辨率为1 cm，采样时间为30 s。沉积物粒度分析在中国海洋大学粒度分析实验室完成，样品按高精度(0.25 cm)间隔取样。首先，取适量的沉积物样品经双氧水和稀盐酸浸泡，去除有机质和碳酸盐，然后加入适量六偏磷酸钠溶液经超声波分散后上机测试。所使用的仪器为英国Malvern公司生产的Mastersizer 2000型激光粒度分布测量仪，仪器测量范围为0.02～2000 μm，粒级分辨率为0.01 φ，重复测试的相对误差小于2%。沉积物粒级采用Udden-Wentworth粒级标准(Wentworth，1922)，沉积物的命名采用Shepard分类命名法(Shepard，1954)，粒度参数的计算采用McManus矩值法公式(McManus，1988)。14C测年的前处理实验在中国海洋大学沉积物分析实验室完成，首先取约10 g湿样置于40 ℃烘箱中烘干，将干样置于烧杯中加入适量浓度为10%的H2O2去除有机质并分散样品，样品充分散开后使用孔径为63 μm标准铜筛冲洗，将筛选后的样品在50 ℃下烘干，最后在实体显微镜下挑选干净完整的浮游有孔虫完成前处理。将处理的样品送往美国Beta实验室进行加速器质谱(Accelerator Mass Spectrometry，AMS)14C测年，测试得到的原始14C年龄使用OxCal 4.4软件校正到日历年龄。

4 分析结果

GEO6重力柱岩心总长122 cm，整体颜色呈浅灰色，层理明显，主要以水平层理和波状层理为主(图2)。岩心由砂、粉砂和泥质组成，以粉砂为主，但砂和泥质在部分层位变化范围大。GEO6岩心中有明显的侵蚀特征，沉积并非稳定。结合GEO6站位所处水深以及岩心的沉积特征得出，岩心主要受重力流沉积的控制。根据岩心的垂向沉积粒度特征，将岩心以虚线分隔为2种沉积类型，分别为深海—半深海沉积和浊流沉积。

图2 马尼拉海沟GEO6重力柱岩心灰度扫描图(上)和剖面图(下)Fig.2 Gray scan(upper)and section view(lower)for gravity column core GEO6 in Manila Trench

4.1 GEO6岩心沉积年龄

图3 马尼拉海沟沉积物岩心GEO6 121～122 cm处镜下有孔虫Fig.3 Microscopic foraminifera at 121～122 cm of sediment core GEO6 in Manila Trench

4.2 GEO6岩心粒度特征

GEO6重力柱岩心并非稳定的深海—半深海沉积，主要组分粉砂含量为35.81%～84.06%，泥质含量为1.61%～31.37%，砂的含量为0%～62.28%。平均粒径同样变化明显，在6.25～65.49 μm之间；分选系数在1.0～2.1之间，分选性差；偏态介于-1.1～2.1之间，既有负偏又有正偏，表明GEO6岩心中粗粒层和细粒层均存在；峰态处于1.7～2.7之间，为窄峰态。在垂向分布上，砂、粉砂、泥质含量均存在频繁的突变，与稳定的海洋沉积环境大相径庭。

图4 马尼拉海沟沉积物岩心GEO6粒度参数垂向变化特征及浊流期次(虚线分隔不同的沉积层)Fig.4 Vertical variation characteristics of particle size parameters and division of turbidite of sediment core GEO6 from Manila Trench(dashed lines separate different sedimentary layer)

半深海—深海沉积多由稳定的细颗粒沉积物组成，然而GEO6岩心粒度特征非常不稳定，存在多处由粉砂突变至砂的特征，初步推测其记录有浊流活动。受重力流的控制，随着流速变缓，浊流流体的能量由强变弱，既带来了粗颗粒成分也沉积了细颗粒的物质(Middleton，1993)。马尼拉海沟浊流活动频繁，导致GEO6岩心中半深海—深海沉积极薄且遭受侵蚀，重力流沉积的顶部与极少的深海—半深海沉积无法区分，因此以粒度突变为主要特征对浊流期次进行了划分，共划分出T1-T11共11期次浊流(图4；表 1)。其中T1-T6和T10-T11沉积层，随着浊流流速的减弱，沉积物由粗至细，其主要特征表现为底部发生了明显的粒度突变，由细颗粒为主的泥质粉砂和粉砂，突变为粗颗粒为主的粉砂质砂和砂质粉砂，平均粒径和分选系数均在底部发生对应突变，突变层厚度在2～4 cm范围内。突变层以平行层理和波状层理沉积为主，且部分突变层可见侵蚀面与侵蚀痕迹(图5)，表明为突发性沉积，具有十分强的水动力条件。突变层向上粒度变细，以薄粉砂层和泥质粉砂层旋回沉积为主，主要发育平行层理和波状层理。

表1 马尼拉海沟沉积物岩心GEO6浊流沉积特征描述Table 1 Sedimentary characteristics of turbidite of sediment core GEO6 in the Manila Trench

图5 马尼拉海沟沉积物岩心GEO6中T5、T7浊流沉积中的侵蚀面Fig.5 Erosion surface of T5 and T7 turbidity current deposits in sediment core GEO6 from Manila Trench

图6 马尼拉海沟沉积物岩心GEO6中T7、T9多阶段浊流和T8反粒序浊流Fig.6 T7 and T9 multi-stage turbidites and T8 inversely graded turbidite in sediment core GEO6 from Manila Trench

而T7、T9沉积层在层内发生了多次粒度突变，其单次沉积结构与上述沉积层相似，粒度向上变细，但沉积了极薄的细颗粒沉积层后便马上被下一次粗颗粒层所侵蚀覆盖(图5；图6)，粗颗粒层发育平行层理与波状层理，但向上的细粒层由于沉积厚度小且又受下一次重力流沉积侵蚀，导致层理之间有明显的交叉现象，既代表了事件性沉积，也表明了多阶段沉积。而T8沉积层，存在明显的反粒序层，底部由细颗粒的泥质粉砂及粉砂逐渐增大至粗颗粒的粉砂质砂及砂质粉砂，厚度为4.5 cm，在到达粒径最大时粒度突变为细粒的泥质粉砂及粉砂，沉积以平行层理为主，推测为另一类型浊流沉积。底部109.75～122.00 cm处，沉积相对稳定，颜色均一，成分及粒径相对均匀，发育水平层理(图2)，推测为半深海—深海沉积。

尽管GEO6岩心粒度变化复杂，但主要可归为3种类型：(1)底部(122.00～109.75 cm)为稳定的沉积，平均粒径为13.57 μm，主要为粉砂及泥质粉砂沉积，平均粒径、分选和偏态均在底部表现得稳定(图4)，为稳定的深海—半深海沉积；(2)T1-T7、T9-T11发育一系列在底部粒度突然增加、向上粒度逐渐变细的正粒序层理(图4；表 1)，在部分层可见侵蚀痕迹(图5)，粒度变粗处平均粒径在20～65 μm之间，推测均为浊流沉积；其中T7与T9存在多级旋回(图6)，表明T7与T9代表多次浊流事件；(3)T8存在明显的粒度向上变粗后却转变为细粒的突变层，推测其为反粒序浊流(图6)。GEO6岩心采集于水深3747 m处，属于半深海—深海沉积范围，但整根岩心以浊流沉积为主，表明马尼拉海沟北部短时间尺度内可能经常遭受浊流的影响。

5 讨论

5.1 马尼拉海沟北部GEO6岩心沉积年龄限定

沉积物岩心的年龄对于浊流柱样的研究至关重要。前人通过浮游有孔虫的年龄来限定保留在深海及半深海沉积之间的短暂性浊流沉积(Liuetal.，2016)，使浊流沉积研究更具准确性。鉴于以往的研究方式，若岩心中存在多个AMS14C测年数据，可更好地限制浊流的发生时间，然而，GEO6岩心中有孔虫含量极少，仅在底部获取到足够测年的有孔虫数量。

马尼拉海沟处于特殊的地理位置，位于构造活动带之上，地震频发，浊流以及碎屑流易侵蚀原本的深海—半深海沉积。纵观整根岩心，仅在底部沉积了约10 cm厚的深海—半深海沉积，其余部分均为事件性沉积。尽管垂向上粒度的突变频发，但岩心从109.75 cm向上粒度基本为由粗到细的正粒序层理；此外，在T8处出现了明显的逆序层，与正粒序沉积层(T1-T7，T9-T11)在垂向粒度上相区别，粒度在底部为渐变式增大，增至最大突变为细粒沉积，底部为渐变接触，增至最大为突变式接触。该结构存在于重力流中的反粒序浊流(异重流)以及碎屑流中，但碎屑流底部整体为‘冻结式’沉积(高红灿等，2012)，沉积结构紊乱且无层理性，而T8底部层理性明显，与Mulder等(2001)所提出的反粒序浊流结构(逆—正粒序)相符合。这表明岩心中的事件性沉积是依次随时间从早到晚而进行的，并未发生沉积倒转。因此，虽仅仅获得了1个年龄，但也可将整根岩心的年龄限定在1405 a B.￣P.(约1.4 ka B.P.)以来。

5.2 1.4 ka B.￣P.以来马尼拉海沟浊流期次

图7 马尼拉海沟沉积物岩心GEO6中T1-T11浊流层C-M图解Fig.7 C-M diagram of T1-T11 turbidity layers in sediment core GEO6 from Manila Trench

GEO6站位处于深水沉积环境，且位于受浊流沉积影响的沉积物波区域(Damuth，1979)。T1-T6、T10-T11沉积层中均在底部出现了明显的粒度突变层，以粗颗粒的粉砂质砂及砂质粉砂为主，以平行层理和波状层理为主，大部分突变层明显与上一沉积层顶部存在侵蚀痕迹(图2；图5)，向上以细颗粒粉砂及泥质粉砂旋回层为主，主要以平行层理以及波状层理为主，均表明沉积处于水动力强的环境，但水动力条件由底部向上逐渐减弱，在沉积结构和沉积水动力条件上符合Stow深水浊流沉积模型中的顶部缺失型浊流沉积(Stow and Smillie，2020)。T7、T9与上述沉积层有着相似的底部突变，层内的单次沉积粒度向上变细，底部为透镜状或波状粗粒层，向上沉积粉砂与泥质粉砂旋回层，主要发育平行层理与波状层理，其单次沉积亦符合Stow的深水顶部缺失型浊流沉积。但与T1-T6、T10-T11不同在于，T7、T9细粒沉积极薄，便马上被下一阶段的沉积所覆盖，表明T7、T9在沉积层内经历了多次浊流沉积，推测为同一时期的多阶段浊流沉积。而T8沉积层在底部为反粒序结构，粒度呈渐变式增加，增至最大时突变为细颗粒沉积物，结构上呈逆—正序列，且层理性明显，推测为反粒序浊流，可能成因为异重流浊流。

Passega在1957年提出了C-M图解，根据沉积物的粒度特征与沉积物被搬运的方式和搬运截止的能量水动力条件，利用沉积物C值(1%处累计概率曲线处粒径)与M值(50%处累计概率曲线处粒径)来反映搬运介质的特点，进而判断沉积条件(Passega，1957，1964)。在C-M图解中，C=M时可作为浊流的一个判断参数。GEO6岩心T1-T11沉积层(图7)样品粒度数据点分布大致与C=M平行，进一步判断T1-T11为浊流沉积。

基于此，本研究将GEO6岩心中浊流划分为了T1-T11共11个期次。GEO6岩心所记录的浊流主要有3种类型：第1类包括T1-T6、T10和T11，为单次浊流；第2类包括T7和T9，属于多阶段浊流；第3类为T8，属于反粒序浊流。第1类浊流总体特征为底部粒度明显增加，由底部的泥质沉积物突变为砂质粉砂或砂，随着浊流动力的减弱，速度降低，不足以携带砂质或砂，依次沉积较为细粒的颗粒，到了顶部以泥质沉积物为主(图5)；第2类浊流底部与第1类类似，也具有向上粒度变细的沉积特点，但不同之处在于，顶部还未沉积稳定便马上被下一阶段的浊流所侵蚀，表明同时期并非仅仅发生了1次浊流沉积事件。第3类反粒序浊流，粒度呈渐变式增加，增至最大时突变为细颗粒沉积物，结构上呈逆—正粒序。

5.3 马尼拉海沟1.4 a B.￣P.以来浊流沉积形成机制

马尼拉海沟北部沉积物主要来源于台湾岛、中国南方大陆以及吕宋岛(Liuetal.，2010)。珠江等中国南方大陆河流沉积物受洋流的影响主要往西南向输送，受限于宽广的大陆架，珠江等河流的沉积物主要沉积于内陆架，而吕宋岛的沉积物受涡流的影响通常沉积在吕宋岛西部，且难以因黑潮分支向西北输送至南海北部陆架(Liuetal.，2011)。因此，推测台湾岛是马尼拉海沟北部沉积物最主要的物源区。

浊流作为短暂性沉积，虽然持续时间短，但为深海带来了大量的沉积物，是海洋顺坡输送的关键途径，国内外的学者对浊流的触发成因进行了大量的研究，认为浊流的形成受海平面变化、气候、河流、洪水、风暴、火山喷发、海底沉积物失稳和地震等影响(Dengler，1984；Bourgetetal.，2010；Meiburg and Kneller，2010；Cattaneoetal.，2012；Bourgetetal.，2013；Carteretal.，2014)。