2018, Vol. 42
文章信息
- 周杨锐, 朱友生, 周松望, 刘剑涛, 王世龙, 庄丽华. 2018.
- ZHOU Yang-rui, ZHU You-sheng, ZHOU Song-wang, LIU Jian-tao, WANG Shi-long, ZHUANG Li-hua. 2018.
- 南海北部东沙隆起西侧陆坡坡折处浊流沉积
- Turbidites at the continental slope on the west side of Dongsha uplift in the northern South China Sea
- 海洋科学, 42(2): 23-33
- Marine Sciences, 42(2): 23-33.
- http://dx.doi.org/10.11759/hykx20171101003
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文章历史
- 收稿日期：2017-11-01
- 修回日期：2017-12-07
2. 中国科学院海洋研究所, 山东 青岛 266071;
3. 中国科学院海洋地质与环境重点实验室, 山东 青岛 266071;
4. 中国科学院海洋大科学研究中心, 山东 青岛 266071
2. Institute of Oceanology, Chinese Academy of Sciences, Qingdao 266071, China;
3. Key Laboratory of Marine Geology and Environment, Chinese Academy of Sciences, Qingdao 266071, China;
4. Center for Ocean Mega-Science, Chinese Academy of Sciences, Qingdao 266071, China
南海北部东沙隆起位于珠一坳陷与珠二坳陷之间, 该隆起在始新世至渐新世期间为上升与剥蚀时期, 在晚渐新世至早中新世为持续沉降时期, 中中新世至今为非补偿沉积时期, 断裂活动减弱[1]。至少从25 Ma以来, 携带巨量碎屑物质的古珠江水系一直流经北方广阔火成岩剥蚀区, 当海平面高时将物质搬运至珠一坳陷, 而在低海平面时期该水系可穿越200多km的古大陆架, 将沉积物搬运到珠二坳陷[2]。现今的海底地貌特征主要反映的是13. 8 Ma以来的沉积古地貌特征[3], 珠江口盆地相对海平面变化以及古珠江水系提供的丰富沉积物, 导致海侵型层序发育。作为华南最大的水系, 珠江在晚更新世由于海平面下降, 在南海海底发育有多期珠江水下古三角洲, 水下古三角洲分别位于珠江口盆地水深30~62 m、80~100 m、100~160 m处, 在水深140~150 m处有一处高差2~4 m北东向延伸的陡坡[4]。
中更新世晚期南海古海岸线大致位于现代水深50~120 m, 呈E-W走向; 末次盛冰期海平面大幅度下降, 古海岸退到陆架坡折之外, 现今南海北部陆架的大部分暴露于海面以上; 冰后期到全新世早期, 古海岸线经过多次变化直至现今位置[5]。最新调查发现, 在东沙隆起区的北侧海底大致与陆架坡折线及600 m等深线相平行位置, 发育宽度20 km、长达200 km的下切冲蚀谷, 这一巨型冲蚀河谷以及东沙区海底的地层剥蚀均是黑潮分支在东沙岛附近形成的强底流和海底长期耦合作用造成的[6]。当有大量碎屑物堆积在陆坡附近时, 一些阵发性事件如坍塌、滑坡等导致浊流发生, 浊流破坏力强, 可重塑海底地貌, 切割陆坡形成海底峡谷, 影响海底稳定性。浊流沉积在南海北部陆坡[7]、东部海域[8]、深海盆地[9]等均有发现。
南海北部113°~117°E的外陆架边缘转折地带和上陆坡的海底水深180~650 m处有大片滑坡[10], 呈NE—SW方向展布, 本文研究海域位于该大型滑坡区之内, 东沙隆起西侧, 侧扫声纳记录与回声测深仪记录显示海底比较平滑, 海底自西北向东南倾斜, 水深逐渐增加, 海底坡度在0~10‰变化。在南海北部陆坡油气田生产过程中发现东沙隆起西侧沉积物的土力学性质在很薄的地层中变化剧烈, 本文主要通过分析该海域A、B两岩芯的AMS14C测年、氧同位素特征、粒度资料等, 来辨别岩芯中是否存在异常沉积, 使海洋深水石油开发桩基平台设计时可以规避具有灾害地质因素与风险的海域, 保障研究海域平台桩基稳定性。
2 研究材料与方法A、B孔岩芯由我国首艘3 000 m深水工程勘察船“海洋石油708”, 用自主研发的深水随钻取样设备采集, 其中A孔位于115.574°E, 20.541°N, 水深404.3 m; B孔位于115.746°E, 20.811°N, 水深329.8 m。对岩芯样品进行了AMS14C测年、浮游有孔虫氧同位素分析、粉色G. ruber鉴定、粒度分析等工作, A孔长149.85 m, B孔长124 m, 取样间距2 cm。
粒度分析样品处理办法依据海洋调查规范[11]执行。粒度测试采用法国产Cilas940L激光粒度仪进行测量。粒级标准采用尤登-温德华氏等比制Φ粒级标准。沉积物命名采用谢帕德的沉积物粒度三角图解法。沉积物的平均粒径Mz、沉积物的中值粒径M、分选系数δ1、偏态Sk和峰态Kg等通过Folk和Ward粒度参数公式计算。
挑选10~15 mg浮游有孔虫Globigerinoides ruber 或者贝壳在美国Beta实验室进行AMS14C测年, 并通过Calib程序将AMS14C年龄转换为日历年。对A岩芯56段样品以2 cm的间距进行分样, 对各段样品以2 cm的间距进行分样, 加双氧水充分分散, 冲洗, 烘干后, 显微镜下挑选保存完好, 壳径250~350 μm的浮游有孔虫为主, 10枚左右, 预处理后, 采用同位素质谱仪进行稳定氧同位素分析。
二维高分辨数字地震资料使用Henderson Sales and Service, INC生产的NTRS2数字地震采集仪采集, 数据用法国Compagnie Generale Geophsique公司的Geocluster Level 5000地震处理软件处理。
3 A、B岩芯年代框架构建及沉积速率、总物质堆积速率 3.1 A岩芯AMS14C测年A岩芯AMS14C测年(表 1)显示, 3.314~10.05 m的测年结果均超过43.5 kaBP, 测年数据比17~17.02 m处的测年年龄要老, 推测顶部3.3~14.08 m地层发生了倒转, 可能与陆坡顶部地层滑坡滑塌有关。
| 测年样品号 | 深度/m | 测试材料 | 测年结果(a BP) | 换算的日历年(Cal.BP) |
| Y838 | 0.09~0.11 | G.ruber | 5 750 ± 30 | 6 200~6 005 |
| Y663 | 3.31~3.33 | G.ruber | > 43 500 | |
| Y803 | 5.02~5.04 | G.ruber | > 43 500 | |
| Y536 | 6.13~6.14 | 贝壳 | > 43 500 | |
| Y826 | 7.06~7.08 | 贝壳 | > 43 500 | |
| Y830 | 10.033~10.05 | G.ruber | > 43 500 | |
| Y540 | 17~17.02 | G.ruber | 21 870 ± 90 | 25 885~25 603 |
B孔岩芯测年结果见表 2, 1.5、5 m深度的样品大致对应的年龄分别为9.65、38.9 kaBP。而9.2、28.6m处的测年结果均大于43.5 kaBP, 整个岩芯年龄没有发生倒转现象。
| 测年样品号 | 深度/m | 测试材料 | 测年结果(a BP) | 换算的日历年(Cal.BP) |
| Y395 | 1.5~1.52 | G.ruber | 9 130 ± 40 | 9 935~9 652 |
| Y386 | 5~5.02 | G.ruber | 35 510 ± 280 | 40 215~38 920 |
| Y302 | 9.2~9.22 | G.ruber | > 43 500 | |
| Y349 | 28.6~28.614 | G.ruber | > 43 500 |
A孔氧同位素曲线变化趋势见图 1c, 将倒转的3.3~14.08 m层位去掉, 该孔氧同位素曲线见图 1e, 同LR04标准氧同位素曲线(图 1d)相比, 结合AMS14C测年结果、粉色G. ruber的鉴定结果, 根据氧同位素曲线形态确定重要年龄界限点, 进行A孔氧同位素曲线的划分及年代框架构建。
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| 图 1 A孔氧同位素曲线与标准氧同位素曲线对比 Fig. 1 Comparison of standard oxygen isotope curve and oxygen isotope curve in the core A a. A岩芯柱状图; b. A岩芯样品(黑线代表氧同位素分析样品位置); c. A孔氧同位素曲线(去掉倒转层位); d. LR04标准氧同位素曲线; e. A孔氧同位素曲线 a. histogram of core A; b. sample of core A(black line represents the location of oxygen isotope analysis); c. oxygen isotope curve of core A(except turbidite layer); d. standard oxygen isotope curve of core; e. oxygen isotope curve of core A |
A孔白色G. ruber的δ18O变化范围是–5.6‰~ –2.36‰, 平均为–4.05‰。从冰期到间冰期转变的最大变化幅度为3.24‰。
根据图 1所示的G.ruber的δ18O变化曲线, 结合LR04标准样同位素曲线(图 1d)、平均沉积速率, 初步推测柱深0.18 m为末次冰期与冰后期的界线。氧同位素1期δ18O变化范围是–3.31‰~–4.9‰, 峰值出现在0.04 cm处, 0~0.18m代表氧同位素1期(MIS1)温暖的沉积环境。
因为A孔3.3~14.08 m地层发生了倒转, 所以2.9 m以深3.3~14.08 m的δ18O的数据删掉不考虑, 主要根据AMS14C测年结果判断, 氧同位素2期和3期界线大致在17 m处。17 m处δ18O值最重, 可达–3.8‰, 反映冰期寒冷的环境, 这与测年结果也基本能对应起来。
根据沉积速率推算, 氧同位素3期与4期分界线大致在18 m附近, 对应年龄为57 kaBP。暂定17~18 m岩芯沉积为氧同位素3期沉积。
对A整个岩芯进行的粉色G. ruber的识别鉴定结果揭示31 m处的地层为120 kaBP, 120 kaBP至25.6 kaBP期间平均沉积速率为14.83 cm/ka。据此沉积速率推算, 20 m对应71 kaBP沉积速率推算, 为氧同位素4期与5期分界线。暂定18~20 m岩芯沉积为氧同位素3期沉积。
在孔深22.04、24.03、31.04 m处δ18O较轻, 分别出现三个峰值, –5.27‰、–5.25‰、–5.05‰, 大致对应氧同位素5期的5.2peak、5.3peak、5.5peak, 由于25.2~31 m处没有样品, 没做氧同位素, 导致5.5peak处氧同位素峰值不像标准氧同位素曲线那样高。这三个层位分别大致对应87、96、120 kaBP。氧同位素5期δ18O变化范围是–5.27‰~–2.44‰。孔深33~40 m为氧同位素6期沉积, 对应的年龄范围是130~190 kaBP, 氧同位素6期δ18O值较重, 变化范围是–2.77‰~–4.75‰, 峰值–2.77‰出现在39 m处。孔深40~53 m为氧同位素7期沉积, 对应的年龄范围是190~243 kaBP, 氧同位素7期δ18O值较轻, 变化范围是–3.72‰~–4.39‰, 峰值–4.39 ‰出现在47.6 m处。孔深53~58 m为氧同位素8期沉积, 对应的年龄范围是243~300 kaBP, 氧同位素8期δ18O值较重, 变化范围是–2.83‰~–4.36‰, 峰值–2.83‰出现在56.5 m处。孔深58~63 m为氧同位素9期沉积, 对应的年龄范围是300~337 kaBP, 氧同位素9期δ18O值较轻, 变化范围是–3.89‰~–5.5‰, 峰值~5.5‰出现在61.2 m处。孔深63~72 m为氧同位素10期沉积, 对应的年龄范围是337~375kaBP, 氧同位素10期δ18O值较重, 变化范围是–3.71‰~–4.12‰, 峰值–3.71‰出现在71.6 m, 依次几乎每一个峰、谷都对应着一个温暖的间冰期或寒冷的冰期。
3.4 A、B孔年代框架及沉积速率、总物质堆积速率东沙隆起主要在东沙断裂以东海域发育, 上新世以来东沙断裂以西海域基底没有发生隆起或者隆起幅度不大。A、B两个岩芯均位于东沙断裂以西, 过井地震剖面(图 2)显示, A孔附近海域分布有多条断层, 断层走向西北—东南, 断层距离A岩芯99~913 m。结合过井地震剖面、晚中新世晚期东沙运动等研究工作[6, 12], 我们认为B岩芯、A岩芯所在海域沉积比较连续, 两个岩芯底部地层没有遭受剥蚀, 没有穿透东沙运动对应不整合面。
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| 图 2 A和B孔过井地震剖面 Fig. 2 Seismic cross section of A and B borehole |
粉红色G. ruber在现代大西洋和地中海的浮游有孔虫动物群中仍占有很大比例, 但在太平洋和印度洋, 粉红色G. ruber在地层中分布的顶面, 稳定地位于氧同位素5e期内, 绝灭界线为距今12万年, 可作为氧同位素6期向5e期转变的界线, 在整个印度——太平洋区域广为适用[13-14]。1988年在冲绳海槽首次发现了粉红色G. ruber[15]。
对A孔整个岩芯进行了粉红色G. ruber的识别工作, 共鉴定94个样品, 结果显示粉红色G. ruber出现5.06~14.08 m、31~31.22 m、31.24~34.04 m、44.6~ 44.62 m等地层中, 结合AMS14C测年结果(表 1)与粉色G. ruber鉴定结果(图 4), 可以确认3.3~14.08 m地层发生了倒转。A孔岩芯中粉红色G. ruber绝灭线出现在地层31 m处, 即31 m处的地层为120 kaBP。
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| 图 3 南海北部陆坡A孔、B孔年代框架 Fig. 3 Dating framework of drilling cores A and B in the northern slope of the South China Sea |
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| 图 4 A孔岩芯沉积物三角图(谢帕德分类) Fig. 4 Triangle map of samples in core A (Shepard classification) |
根据A、B孔岩芯AMS14C测年结果、B岩芯浮游有孔虫氧同位素曲线、粉色G. ruber鉴定结果, 参考ZQ4孔[5]及深海氧同位素标准曲线, 建立了A、B两孔的年代框架(图 3), A、B孔岩芯分别发育了距今920 kaBP、960 kaBP以来的更新世、全新世地层, 其中A孔3.3~14.08 m层位的岩芯对应的地层发生了倒转。
A、B两孔氧同位素10期以来的沉积速率与总物质堆积速率见表 3。A孔平均沉积速率在1.55~ 66.41cm/ka变化, 最低平均沉积速率出现在全新世的氧同位素1期, 仅1.5 cm/ka。最高平均沉积速率出现在氧同位素2期, 高达66.41 cm/ka。从120 kaBP至25.6 kaBP期间, 平均沉积速率为14.83 cm/ka, 即晚更新世沉积速率为14.83 cm/ka。
| 氧同位素分期 | 平均干密度/(g/cm3) | 沉积速率/(cm/ka) | 总物质堆积速率/(g/cm2·ka) | |||||
| A | B | A | B | A | B | |||
| 氧同位素1期 | 1.03 | 1.36 | 1.5 | 15.64 | 1.55 | 21.24 | ||
| 氧同位素2期 | 1.21 | 1.09 | 66.41 | 12.85 | 80.23 | 14.04 | ||
| 氧同位素3期 | 1.27 | 1.23 | 14.83 | 12.85 | 18.81 | 15.86 | ||
| 氧同位素4期 | 1.28 | 1.26 | 14.83 | 12.85 | 18.92 | 16.23 | ||
| 氧同位素5期 | 1.23 | 1.21 | 14.83 | 12.85 | 18.19 | 15.50 | ||
| 氧同位素6期 | 1.34 | 1.23 | 14.83 | 12.85 | 19.85 | 15.77 | ||
| 氧同位素7期 | 1.33 | 1.28 | 14.83 | 12.85 | 19.80 | 16.40 | ||
| 氧同位素8期 | 1.37 | 1.30 | 14.83 | 12.85 | 20.35 | 16.66 | ||
| 氧同位素9期 | 1.32 | 1.23 | 14.83 | 12.85 | 19.60 | 15.82 | ||
| 氧同位素10期 | 1.31 | 1.31 | 14.83 | 12.85 | 19.36 | 16.89 | ||
从表 3中可以看出, A岩芯氧同位素1期间总物质堆积速率非常低, 仅1.55 g/cm2·ka, 而氧同位素2期总物质堆积速率非常高, 达到80.23 g/cm2·ka。
B岩芯全新世平均沉积速率大约为15.54 cm/ka, 根据沉积速率推算, 1.88 m深处的样品对应的年龄为12.1 kaBP, 0~1.88 m的沉积物对应冰后期; 5 m的样品大致对应的年龄为38.9 kaBP, 晚更新世平均沉积速率约为12.85 cm/ka。从表 3中可以看出B岩芯全新世氧同位素1期总物质堆积速率最高, 为21.24 g/cm2·ka, 比更新世各期总物质堆积都要高。
4 A、B岩芯粒度特征 4.1 A岩芯粒度特征根据谢帕德的分类命名方法, 南海北部上陆坡A岩芯主要由黏土质粉砂、砂-粉砂-黏土、粉砂质砂、粉砂、砂质粉砂、砂等几种类型, 以粉砂为主(图 4)。
A岩芯分选系数、偏态、峰态自下而上波动较大, 表现出多个峰值。平均粒径、中值粒径120 m以下地层中波动较大, 而120 m以上地层中有波动, 波动幅度很小(图 5)。
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| 图 5 A孔岩芯分选系数、偏态、峰态、平均粒径、中值粒径图 Fig. 5 Maps of sorting efficient, skewness, kurtosis, average particle size, median particle size in core A |
A整个岩芯分选系数在1.47~3.18波动, 总体表现分选差, 这可能与该岩芯所处的上陆坡位置有关; 该孔沉积物偏态在–0.14~0.67变化, 大部分表现为正偏、极正偏和近对称的偏态, 沉积物大部分偏细; 该孔沉积物峰态在0.69~1.32变化, 峰态主要表现为峰态中等、峰态窄、峰态宽。
萨哈-兰迪姆相浊流环境判别式[16, 8] Y=0.721 5MZ– 0.403 0δ1+6.732 2Sk+5.292 7Kg(式中Y为萨哈-兰迪姆浊流环境判别指标, 当Y < 9.8433为浊流沉积, 当Y > 9.8433为河流沉积。采用该判别式对整个A孔岩芯的样品进行了计算, 大部分层位(143.63 m除外)Y小于9.8433; A岩芯C-M图(图 6)中, C为累积百分含量为1%处对应的粒径, 图 6显示该岩芯大部分沉积物的C与M成比例地增加(下方的椭圆区), 代表A孔比较典型的浊流沉积; 而上方的椭圆区与牵引流C-M图中的OP段类似, 代表滚动和悬浮沉积, 为水动力较强的半远洋沉积。
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| 图 6 A岩芯C-M图 Fig. 6 C-M diagram of core A |
A岩芯沉积物频率曲线大多呈双峰甚至多峰出现(图 7), 峰值个数多, 代表水动力环境复杂; 峰值偏粗粒区间, 反应较强的水动力环境。
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| 图 7 A岩芯典型沉积物频率曲线 Fig. 7 Typical sediment frequency curve of core A |
B岩芯主要由黏土质粉砂、砂-粉砂-黏土、粉砂质砂、粉砂、砂质粉砂、细砂质粉砂、黏土质粉砂、砂等几种类型, 以粉砂为主(图 8)。
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| 图 8 B岩芯沉积物定名(谢帕德分类) Fig. 8 Triangle map of samples in core B (Shepard classification) |
B孔沉积物分选系数、偏态、峰态自下而上波动较大, 表现出多个峰值。中值粒径20 m以下地层中波动较大, 而20 m以上地层中有波动, 波动幅度很小(图 9)。平均粒径和分选系数具有相似的变化趋势, 在3.01、6.21、8.21、15.01、23.11、27~28.61、31.01~32.11、63.11~66.46、69.11~76.51、81.01、84.01~90.01、94.51、112.36 m等层位出现峰值, 峰值层位往往对应峰态曲线的低值、砂的含量变化曲线高值, 表明有粗粒物质未经改造加入到沉积环境中。
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| 图 9 B孔岩芯分选系数、偏态、峰态、平均粒径、中值粒径图 Fig. 9 Maps of sorting efficient, skewness, kurtosis, average particle size, median particle size in core B |
B孔沉积物分选系数在1.6~3.07波动, 沉积物分选差、较差(图 9), 这可能与该岩芯所处的上陆坡位置有关, 珠江口盆地陆坡上存在17条海底峡谷[17], 岩芯位于峡谷头部附近, 沉积物分选差可能由于滑坡滑塌或者底流冲刷搬运快速堆积、搬运距离不足导致。该孔沉积物偏态在–0.04~0.52变化(图 9), 大部分表现为正偏、极正偏的偏态, 个别样品偏态近对称, 说明该岩芯沉积物大部分偏细; 该孔沉积物峰态在0.77~1.27变化(图 9), 峰态主要表现为峰态中等、峰态窄、峰态宽。
对B孔整个岩芯的样品采用萨哈-兰迪姆相浊流环境判别式进行了计算, 发现Y在0.32~8.2波动, 均小于判定值9.8433, 说明该孔沉积物很可能存在浊流沉积。B岩芯C-M图(图 10)与浊流C-M图相似, C、M成比例增加, 推测该岩芯沉积过程中受到浊流的干扰。
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| 图 10 B岩芯C-M图 Fig. 10 C-M diagram of B core |
A、B两个钻孔位于末次盛冰期古海岸线以北, 两岩芯大致处于承上启下的位置, 衔接陆架上古珠江水下三角洲、东沙海底冲蚀谷与下陆坡海底峡谷。这两个岩芯主要发育了更新世以来的地层, 滨浅海相地层、三角洲地层发育, 岩芯沉积物的变化主要与海平面升降变化、古珠江水系的迁移摆动、海流等密切相关。
5.1 A岩芯浊流沉积珠江水系穿过宽广的珠江三角洲段陆架, 输送大量的物质至陆坡, 在陆架陆坡坡折处可能会出现边坡失稳造成的沉积物滑塌, 为浊流易发区。
根据AMS14C测年、氧碳同位素曲线、粒度分析等研究成果, 参考周边海域研究成果, 重点分析A岩芯古环境演化中的异常地层:
A孔浊积层一出现在岩芯0.13 m处。A孔全新世沉积速率很低, 仅为1.5 cm/ka, 该孔位于东沙隆起上高速沉积速率区, 该孔沉积速率与周边海域沉积速率不太相符, 可能是由于沉积物滑塌或者底流冲刷导致全新世地层保存不完整。0.13 m处概率累积曲线(图 11)显示该层位悬移总体含量高达95%, 对应的粒度区间, Φ为2~10, 为典型的浊流概率累积曲线, 这也从一个侧面印证和解释了全新世沉积速率低的原因, 该浊积层根据沉积速率推算, 大概对应8.7 kaBP。
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| 图 11 A岩芯浊积层典型概率累积曲线 Fig. 11 Typical probability cumulative curves of turbidite in core A |
A孔浊积层二、三出现在岩芯3.3 m、6.12~6.18 m处。3.3~14.08 m地层是该岩芯比较有趣的一段地层, AMS14C显示该段地层测年结果均大于43.5 kaBP, 比17 m处的测年要老, 显示地层发生了倒转; 粉色G. ruber也出现在该段地层5.06~14.08 m中, 这与测年结果的表现一致; 其中孔深3.3~14.08 m的萨哈-兰迪姆相浊流环境判别值在1.51~7.47变化, 大部分层位判别值在6以下; 沉积物粉砂、砂、砂质粉砂交替出现, 尤其7.03~10.07 m处, 沉积物主要为粉砂质砂, 颗粒较粗, 自下而上沉积物表现出粉砂、砂、粉砂、砂、粉砂、砂的韵律, 这种粗细粒多旋回的频繁交换, 反映了不稳定的、多变的堆积环境, 可能对应某种突发机制诱导下的导致的浊流活动。概率累积曲线(图 11)显示3.3 m、6.12 m、6.18 m等层位悬移总体含量很高, 在90%~95%, 悬移总体粒度区间宽, Φ分别为1~10、2~10、2~10, 推测3.3~14.08 m地层发生了倒转, 其间发育至少在3.3 m、6.12~6.18 m发育两个明显的浊积层。根据沉积速率推算, 距今21.2~5 kaBP期间, 地层发生倒转, 其中5 kaBP、9.3~9.2 ka aB.P发育两个明显的浊积层。
A孔浊积层四出现在岩芯71.63 m处, 位于63~ 72 m氧同位素10期(337~375 kaBP)沉积中。其中71.5~71.63 m处砂含量自下而上减少, 从49%~27%, 粉砂含量逐渐增加, 从38%~46.5%, 沉积物自下而上由粗变细, 概率累积曲线(图 11)显示71.63 m处悬移总体粒度分布区间宽, 代表冰期370 kaBP左右发育的一浊积层。推测研究区浊流沉积事件的主要诱因是低海平面时期的海平面波动造成临近陆架上沉积物不稳定, 珠江水系穿过宽广的珠江三角洲段陆架, 输送大量的物质至陆坡, 同时较陡的陆坡为浊流沉积提供了有利地形, 因而造成了向陆坡方向的浊流搬运, 在陆架陆坡坡折处引起边坡失稳。
5.2 B岩芯浊流沉积岩芯所处位置为南海北部珠江海谷陆坡, 该陆坡以巨大的珠江海谷为特色, 东端等深线明显向海突出, 为珠江海谷巨大的物质输送能力所致, B岩芯处于上陆坡位置, 正好处于从陆架到陆坡的转折处, 上陆坡珠江口盆地陆坡上海底峡谷的头部, 珠江水系穿过宽广的珠江三角洲段陆架, 输送大量的物质至陆坡, 在陆架陆坡坡折处可能会出现边坡失稳造成的沉积物滑塌, 为浊流易发区, 浊流携带大量的泥沙而密度大于周围水体, 沿着海底斜坡流动。
根据AMS14C测年、粒度分析等研究成果, 参考周边海域研究成果, 发现B岩芯9.21 m、25.2~28.6 m两个层位发育了浊积层。其中浊积层9.1 m出现在氧同位素5期沉积(9.1~16.7 m)黏土质粉砂中, 概率累积曲线表明沉积物仅跃移和悬移两个总体, 而悬移总体高达70%(图 12左), 沉积物分选差。浊积层25.2~28.6 m出现在氧同位素7期粉砂质砂、黏土质粉砂沉积中, 28.61 m处的概率累积曲线(图 12右)仅跃移和悬移两个总体, 而悬移总体高达80%, 悬移总体对应的粒度区间宽, Φ为0~10, 沉积物分选差, 这是由于水流的密度、速度及搬动物质的粒度变化大, 从25.2~28.6 m自下而上, 分别为粉砂质砂、黏土质粉砂, 由粗到细, 为比较典型的浊积层, 推测为陆架坡折处沉积物滑塌导致。
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| 图 12 B岩芯浊积层典型概率累积曲线 Fig. 12 Typical probability cumulative curves of turbidite in core B |
1) AMS14C与氧同位素曲线、沉积物粒度特征、粉色G. ruber等综合分析表明, A岩芯以及B岩芯分别发育了920 kaBP、960 kaBP以来的更新世、全新世地层。
2) B岩芯全新世沉积速率为15.64 cm/ka, 晚更新世平均沉积速率12.85 cm/ka。A位于东沙隆起上高速沉积速率区, 该孔全新世沉积速率仅为1.5 cm/ka, 可能与沉积物滑塌有关。A岩芯晚更新世平均沉积速率为14.83 cm/ka。
3) 同样位于陆坡坡折, B岩芯水深较浅, 浊流活动略少一些, 9.21 m、25.2~28.6 m两个层位发育了浊积层。而A岩芯水深较大, 浊流活动略强一些, 在0.13 m、3.3 m、6.12~6.18 m、71.63 m等多处发育浊积层。
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