徐伟, 刘晓航, 刘猛, 胡丽沙, 徐景平, 汪志文. (2022). 马尼拉海沟1.4 ka B.P.以来浊流事件沉积及其成因机制* [J]. 古地理学报, 24(3): 449-460.
Xu Wei, Liu Xiao-Hang, Liu Meng, Hu Li-Sha, Xu Jing-Ping, Wang Zhi-Wen. (2022). Turbidite deposition in Manila Trench since 1.4 ka B.P. and its controlling factors[J]. Journal Of Palaeogeography, 24(3): 449-460.   
Doi: 10.7605/gdlxb.2022.03.035
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马尼拉海沟1.4 ka B.P.以来浊流事件沉积及其成因机制*
徐伟1, 刘晓航1, 刘猛2, 胡丽沙1, 徐景平2, 汪志文1
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

通讯作者简介 胡丽沙,女,1987年生,中国海洋大学副教授、研究生导师,主要从事海洋沉积学研究。E-mail: hulisha2127@ouc.edu.cn。

第一作者简介 徐伟,男,1997年生,中国海洋大学硕士研究生,主要从事海洋沉积学研究。 E-mail: 21190411024@stu.ouc.edu.cn。

收稿日期:2021-09-06 修回日期:2022-01-20
基金资助:*国家自然科学基金项目(编号: 42072120,41720104001)资助
摘要

浊流是远距离沉积物运输的一种重要方式,海底浊流广泛存在于海底峡谷或海沟。马尼拉海沟位于南海东北部,是一条正在活动的板块汇聚边界。独特的地理位置(亚热带—热带)和气候条件(台风频发),使得马尼拉海沟浊流频发,然而,现今对马尼拉海沟的浊流研究甚少。本研究通过对马尼拉海沟北部水深 3747 m处重力柱岩心( GEO6)进行高精度的粒度及沉积学特征分析,探讨马尼拉海沟浊流沉积规律。 GEO6岩心底部细颗粒沉积物中浮游有孔虫的 14C的 AMS年龄为 1405 a B.P.。高精度的粒度分析( 0.25 cm)和沉积学特征显示: GEO6岩心记录有至少 11次浊流沉积( T1- T11),且这些浊流都有明显的底部粒度最粗(砂质粉砂或砂)、向上粒度逐渐变细的正粒序特征,只有 T8沉积体为反粒序特征,可能为异重流沉积。结合区域地质资料,本研究认为 1.4 ka B.P.以来,研究区频繁的台风带来了大量陆源松散沉积物堆积在马尼拉海沟上游(高屏峡谷),不稳定的构造环境及地震频发导致这些松散沉积物垮塌并向下游马尼拉海沟输送,在海沟内形成频繁发育的浊流沉积体。

关键词: 马尼拉海沟; 浊流沉积; 地震; 南海
中图分类号:P736.22+2 文献标志码:A 文章编号:1671-1505(2022)03-0449-12
Turbidite deposition in Manila Trench since 1.4 ka B.P. and its controlling factors
Xu Wei1, Liu Xiao-Hang1, Liu Meng2, Hu Li-Sha1, Xu Jing-Ping2, Wang Zhi-Wen1
1 College of Marine Geosciences,Ocean University of China,Shandong Qingdao 266100,China
2 Department of Ocean Science and Engineering,Southern University of Science and Technology,Guangdong Shenzhen 518055,China

About the corresponding author Hu Li-Sha,born in 1987,is an associate professor in College of Marine Geosciences,Ocean University of China. She is mainly engaged in marine sedimentology. E-mail: hulisha2127@ouc.edu.cn.

About the first author Xu Wei,born in 1997,is a master degree candidate in College of Marine Geosciences,Ocean University of China,and is mainly engaged in marine sedimentology. E-mail: 21190411024@stu.ouc.edu.cn.

Fund:National Natural Science Foundation of China(Nos. 42072120,41720104001)
Abstract

Turbidity current is an important way for long-distance sediment transport. Submarine turbidity current widely develops in submarine canyons or trenches. The Manila Trench is located at the western Pacific marginal subduction zone and with abundant tectonic activities(earthquake)and extreme climatic events(e.g.,Typhoon),which easily generate turbidity. Because of the complicated abyss topography of the Manila Trench,turbidity currents are rarely reported. In this study,we choose a core collected from 3747 m depth water in northern Manila Trench during 2018 South China Sea Cruise by NSFC for turbidite analyses. The maximum depositional age is 1405 a B.P. High-precision particle size analysis(25 mm per analysis)and sedimentary characteristics show that GEO6 core records at least eleven turbidity flow deposits(T1-T11). Most turbidity deposits show a gradually finning upward grain size,and an erosional surface in the bottom of each turbidite. Only T8 shows an inversely graded sequence,which may be the hyperpycnal flow deposit. Combined with the regional geological data,we found that frequent typhoons in the study area have brought a large amount of terrestrial loose sediments to the upper reaches of the Manila Trench(Gaoping Canyon)since 1.4 ka B.P. These loose deposits collapsed and were transported downstream due to frequent earthquakes,forming recurring turbidity deposits in the Manila Trench.

Key words: Manila Trench; turbidity sediment; earthquake; South China Sea

开放科学(资源服务)标志码(OSID)

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(Bourget et al., 2010; Jorry et al., 2011; Bourget et al., 2013; Clare et al., 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(Kneller et al., 1999; Huang et al., 2005; Best et al., 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(Willian et al., 2002; Haughton et al., 2009; Bourget et al., 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(Zhang et al., 2018; Wang et al., 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; Bourget et al., 2010; Goldfinger, 2011; Lombo Tombo et al., 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; Khripounoff et al., 2012)、Rhone海峡(Lombo Tombo et al., 2015)和Monterey海峡(Xu et al., 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; Jiang et al., 2014; Zhong et al., 2017; Sun et al., 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(Yu et al., 2009; Kuang et al., 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(Hsu et al., 2008; Gavey et al., 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

南海位于欧亚、印度洋和菲律宾三大板块的接合地带, 是太平洋西部的一个边缘海(Li et al., 2014)。南海北部与中国大陆和台湾岛接壤, 西部与中南半岛相接, 南部为马来半岛、苏门答腊岛和婆罗洲, 东部为吕宋岛和巴拉望。南海每年接收6× 108 t来自这些地区的河流沉积物, 其中包括珠江、红河和湄公河等全球大型河流(Liu and Stattegger, 2014)。大量陆源沉积物向南海输送并被很好地记录下来, 使得南海成为研究沉积物由陆向海输运的一个天然实验室(Liu et al., 2016)。此外, 季风与台风在南海盛行, 可形成阵发的洪水(Chen et al., 2006; Liu et al., 2013)。马尼拉海沟位于南海东缘、吕宋岛西侧, 北端发起于台湾岛以南21° N附近, 南端止于民都洛海峡以北, 海沟全长近千千米, 近南北走向, 形状为向西凸出的弧形(尹延鸿, 1988)。马尼拉海沟在32~16 Ma B.P.期间由南海向菲律宾海俯冲形成, 水深3000~5400 m(Hayes and Lewis, 1984)。多条海底峡谷发育在马尼拉海沟的北部, 最后汇聚在马尼拉海沟头部, 其中便包括高屏峡谷、澎湖海底峡谷和台湾海底峡谷等(图 1)(Kuang et al., 2014), 为马尼拉海沟沉积物来源提供了天然的通道。研究区位于马尼拉海沟的头部, 台湾岛的西南方向, 为多条海底峡谷的汇聚处。尽管台湾岛没有大型河流, 但以浊水溪(54.1 Mt/year)、高屏溪(49 Mt/year)为典型代表的山地型河流的输沙量甚至超过世界级大河, 每年将176 Mt的悬浮沉积物输送至海洋(Liu et al., 2016)。位于马尼拉海沟北部的陆架以及陆坡同样沉积了大量的陆源沉积物, 结合马尼拉海沟地处构造活动带且该区域常年受季风和台风气候影响, 研究区的地质条件为浊流的触发提供了良好的先决条件。

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 μ m, 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 μ m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

GEO6岩心由于浮游有孔虫的稀缺, 仅在底部121~122 cm稳定沉积中发现了足够测年的浮游有孔虫, 为混合种属有孔虫, 其中以Globigerinodes ruber(G.ruber)为主(图 3), 通过对其进行14C分析及大气校正, 得其沉积年龄为1405 a BP。假设以稳定沉积环境计算, GEO6岩心所处区域沉积速率~86 cm/ka, 该速率远高于南海东部深水区平均沉积速率( 2.58~10.40 cm/ka; 章伟艳等, 2002), 这表明GEO6岩心并非稳定沉积。此外, 图 2中的沉积结构同样也显示该岩心非稳定沉积。

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 μ m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。

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。

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)

表 1 马尼拉海沟沉积物岩心GEO6浊流沉积特征描述 Table1 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

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。

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

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 μ m, 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 μ m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(Liu et al., 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AMS 14C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

浊流是将大体积陆源碎屑物搬运至深海的重要方式(Meiburg and Kneller, 2010)。1962年Bouma提出了浊流的理想沉积模式, 由Ta-Te(递变层理段、平行层理段、交错层理段、水平层理段、块状层理段)5层组成(Bouma, 1962), 但这种理想的沉积模式在自然界几乎难以寻到。普遍认为浊流为高速流动的高密度流体, 在地形变缓后, 因动力减弱而沉积了粒度向上变细的沉积层(徐景平, 2014)。整根岩心年龄限定在1.4 ka B.P.以来, 以深海— 半深海沉积的沉积速率, 要在如此短的地质时间之内沉积1 m多厚的沉积层是不现实的。此外, 仅在岩心底部沉积层岩性以泥质和粉砂为主, 其余部分多以砂质为主, 且分选明显比底部差。岩心沉积物在粒度组成和颗粒分选上与等深流沉积、内波沉积、内潮汐沉积及半深海— 深海沉积特征不符。尽管等深流沉积、内波沉积和内潮汐沉积也存在砂质沉积, 但其与浊流在垂向沉积层序上有着明显的区别:浊流呈现出正粒序与等深流基本对称的正粒序与逆粒序相区别, 而内波沉积和内潮汐沉积不包含双向递变或正递变层序(何幼斌等, 1998; Stow and Smillie, 2020); 此外, 尽管等深流、内潮和底流在中国南海十分发育, 但这几种流体在马尼拉海沟的流速(1~3 cm/s)不足以携带粗颗粒物质以及形成沉积物波(Zhong et al., 2017)。岩心的垂向粒度特征分布中出现多次粒度突变, 并且在岩心剖面中可见明显侵蚀接触(图 5), 侵蚀接触面处粒径增大(砂及砂质粉砂为主), 向上粒径逐渐变细(粉砂及泥质粉砂为主), 符合浊流在沉积学上的特征。

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。

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

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(Liu et al., 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(Liu et al., 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; Bourget et al., 2010; Meiburg and Kneller, 2010; Cattaneo et al., 2012; Bourget et al., 2013; Carter et al., 2014)。

在宏观尺度上浊流发生的频率受海平面升降、冰期与间冰期气候变化的影响(Bourget et al., 2010; Lombo Tombo et al., 2015; Liu et al., 2016)。但GEO6岩心中记录的浊流事件发生于1.4 a B.P.以来, 该时期南海海平面基本稳定(时小军等, 2007), 也未经历冰期与间冰期之间的转变。因此对GEO6岩心浊流事件的成因应聚焦于短尺度的突发事件。马尼拉海沟位于构造活动带, 地震频发, 同时季风与台风等极端天气在南海盛行, 这些因素促使南海及马尼拉海沟浊流频发。然而, 马尼拉海沟浊流的诱发机制仍存在争议。2006— 2010年间屏东大地震、莫拉克台风和甲仙地震3次事件均造成了铺设在马尼拉海沟海底电缆的破坏, 皆为高浓度、高速度的浊流所致(Gavey et al., 2017)。针对屏东大地震事件, 根据海底电缆断裂的时间所计算的浊流速度, 发现台湾附近海底电缆断裂与马尼拉海沟处海底电缆断裂不属于同一次浊流, 且马尼拉海沟海底电缆的断裂具有延迟性, 推测为屏东大地震时产生的浊流所带来的松散沉积物堆积在马尼拉海沟上游(高屏峡谷), 随后的余震引起这些松散沉积物失稳引发了另一次浊流事件, 导致海沟电缆的破坏(Hsu et al., 2008)。在莫拉克台风期间, 极端天气引发的台湾河流暴涨形成异重流, 最终演变为浊流, 导致台湾岛附近海底电缆的破坏。然而台风期间位于马尼拉海沟的海底电缆并未受损, 但在河流趋于稳定时(3天后), 位于马尼拉海沟处的电缆发生了断裂(Carter et al., 2012), 并且在断裂之前发生了ML=2.0级的地震, 虽没有直接证据表明是该次地震引发的浊流, 但台风期间所带来的大量沉积物是浊流发生的重要物质基础。甲仙地震期间, 受地震影响位于陆坡的沉积物滑塌转变为浊流造成了高屏峡谷下段和马尼拉海沟头部之间海底电缆断裂(Gavey et al., 2017)。研究区浊流发生的诱因主要聚焦于台风、河流以及地震, 台风期间河流沉积物浓度增加是造成台湾附近及高屏峡谷中浊流产生的主要原因, 但由台湾附近产生的浊流并未直接对马尼拉海沟的海底电缆造成损坏, 甚至在屏东大地震期间, 在台湾附近产生的即时性浊流也未对马尼拉海沟处电缆造成损坏, 这表明受台风及河流因素产生的浊流难以持续到马尼拉海沟或到达马尼拉海沟时已是强弩之末。但台风作用期间带来的大量沉积物堆积在马尼拉海沟北部峡谷群中为后续的浊流触发提供了先决条件。地震可能才是该处浊流事件触发的决定性因素。张艳伟等在2013— 2016年间通过长时间观测得到了高屏峡谷水深2400 m处原位观测数据(Zhang et al., 2018), 显示2年多内共有23次浊流通过高屏峡谷, 其中20次浊流与高屏河流流量峰值相关, 并将这20次浊流归因于台风引起的沉积物在河流中异常增加, 但所观测的台风引起的浊流并未伴随着海底通信电缆破坏。即使张艳伟等在2016年超级台风期间所观测的浊流流速也仅有15 cm/s(Zhang et al., 2018), 尽管这种弱流速可与深海浊流流速相媲美(Khripounoff et al., 2003), 但仍比刚果峡谷和蒙特利峡谷观测到的浊流速度低了1个数量级(Xu et al., 2004; Azpiroz-Zabala et al., 2017)。此外, 张艳伟等的观测区域水深2400 m, 与高屏峡谷头部相距146 km(Zhang et al., 2018)。而GEO6站位水深为3747 m, 远大于上述观测区域, GEO6站位与高屏峡谷头部的距离是该观测区域的1倍以上。因此, 随着坡度变缓以及远离物源区, 在没有其他因素的作用下, 来自屏东峡谷的浊流仍难以沉积在马尼拉海沟头部。本研究也排除了内潮汐、底流和等深流引发浊流的可能, 研究表明在马尼拉海沟这些流体速度非常有限(1~3 cm/s), 不足以携带粗颗粒沉积物(Zhong et al., 2017), 而GEO6岩心浊流组分中含有砂质粗颗粒(图 4; 表 1)。因此, 作者推测GEO6岩心中所记录的浊流沉积可能主要由地震导致, 台风等极端气候所带来的堆积在海沟上游(高屏峡谷)的大量沉积物为浊流的发生提供了先决条件。

6 结论

1)根据马尼拉海沟北部水深3747 m处所采集GEO6岩心的粒度特征、沉积结构及C-M图解, 共识别出11次(T1-T11)浊流沉积。其中T1-T6、T10-T11为单次浊流事件沉积, T7和T9为多阶段浊流沉积, 而T8为反粒序浊流沉积。

2)根据沉积物岩心底部浮游有孔虫AMS14C年龄, 将整根岩心沉积时间限定在1.4 ka B.P.以来。

3)结合地质资料认为, 仅因台风极端天气及异重流引发的浊流难以搬运至马尼拉海沟, 引起GEO6岩心所在的马尼拉海沟头部浊流的主要因素可能为地震, 而台风等极端气候所带来的堆积在上游的大量沉积物为浊流的发生提供了先决条件。

致谢 感谢“ 嘉庚号” 科考船全体人员在样品采集中提供的帮助, 感谢中国海洋大学王程浩、李梦君、齐富康、王玥铭、赵盖博等在粒度分析实验中提供的帮助。

(责任编辑 李新坡; 英文审校 徐 杰)

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