SEDIMENT PROVENANCE AND PALEOENVIRONMENT RECORDS OF THE CENTRAL OKINAWA TROUGH FOR THE LAST 17 000 YEARS
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摘要: 基于AMS 14C高精度测年,采用粒度与黏土矿物分析方法,对冲绳海槽中部岩心OKI04沉积物的物源以及古环境演化进行了研究。结果表明,自17 000 a以来,岩心陆源物质为多方物源混合的结果,而主要物源供应区为中国东部长江与黄河等主要河流入海物质以及台湾东西部主要河流入海物质。但是不同时期,各物源相对贡献量有所不同,17~13.4 ka期间,长江与黄河入海物质输送以及台湾河流物质均对研究区有一定的影响;13.4~11.3 ka时期,长江与黄河物质输入开始降低,台湾河流入海物质有所增加;11.3~7.5 ka以来,长江与黄河入海物质的影响有所加强;7.5~5.5 ka,台湾物质影响占据主导地位;5.5 ka至今,沉积物主要来自台湾东部地区以及长江入海沉积物。同时识别出高岭石主要来源于中国大陆东部河流入海物质。此外,通过提取沉积物中对沉积环境变化较为敏感的优势粒级组分,发现沉积物主要以悬浮方式发生运移。而中国东部河流入海物质向海槽的输运主要与冬季风引起的环流相关,因此,以具有相对单一物源的高岭石含量作为指示东亚冬季风演化的指标,并识别出自17 ka以来中国东部地区5个冬季风主要加强期。Abstract: Based on the data of grain size and clay minerals coupled with precise AMS 14C dating, this paper deals with the provenance and paleoenvironment evolution of the Central Okinawa Trough for the last 17000a with the samples from the Core OKI04. The results indicate that the terrigenous sediments in the Central Okinawa Trough are mainly from the East China Sea carried by both the large rivers from East China (the Yangtz River and Yellow River) and the small rivers from east and west Taiwan. The two major provenances have different contribution to the study area in different periods. During the period of 17~13.4 ka, sediments were mainly from the large rivers in East China (the Yangtz River and Yellow River) and the small rivers in east and west Taiwan; In the period of 13.4~11.4 ka, sediments from west Taiwan increased; in the period of 11.4~7.5 ka, the influence of the Yangtz river and Yellow river increased; during the period of 7.5~5.5 ka, the sediments in the study area were mainly affected by the Taiwan source; since 5.5 ka, the sediments were mainly from East Taiwan and Yangtz River. Our study also reveals that Kaolinite was mainly from the large rivers in the Eeast China mainland. Besides, the environmentally sensitive grain-size populations suggests that the sediments were transported mainly in a suspended manner. The transportation of the suspended sediments from the main rivers in East China is related to the ocean circulations driven by the winter monsoon. In this study, kaolinite content is used as the indicator of the winter monsoon's evolution under the assumption that the provenance remains unchanged, and thus 5 strengthened periods of winter monsoon were identified since 17 000 a in the East China mainland.
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Keywords:
- grain size /
- clay minerals /
- provenance /
- East Asian Winter Monsoon /
- Okinawa Trough
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南海位于欧亚板块、菲律宾板块和印度洋板块的交汇处，是西太平洋最大的边缘海域，其独特的地理位置和复杂的构造环境形成了南海鲜明的区域性沉积特征[1]。因此，南海沉积和深海古环境研究也是国际海洋研究的热点之一[2]。
南海属热带海洋季风气候，东亚季风盛行，具有鲜明的季节变化特征，雨量丰沛，大部分海区的平均年降雨量为1 500～2 000 mm。在气候变化期间海平面也发生了变化。海平面的微小变化可能导致海岸线的大规模进退，这反过来将对邻近海域的沉积物供应产生巨大影响，造成沉积物供应的不稳定[3-4]。
南海北部陆坡整体呈北东向展布，北部为海南岛，西部为越南大陆架，南部为西沙群岛北部岛屿，东部为神狐陆坡段。该区坡度最陡，水深急剧变化，由200 m猛然增加到约2 500 m，物质来源和水流体系更复杂。斜坡十分不稳定，活动断裂发育，对陆坡地貌的控制比较明显，发育广泛的三角洲堆积地貌和滑坡地貌。
浊流活动是一种海底重力流活动，非常普遍且极具破坏性。这是陆源物质搬运到深海的主要方式。当大量碎屑物堆积在陆坡附近时，一些阵发性事件如坍塌、山体滑坡等会导致浊流发生。浊流具有很强的破坏力，可以重塑海底地形，切割斜坡形成海底峡谷，影响海床稳定性。
在国内文献中有许多关于南海浊流沉积的报道，在南海的北部陆坡、北部深海盆地、中沙群岛和南部陆坡都发现了浊流沉积[5]。浊流沉积对于海底扇、海底峡谷和深海油气藏的形成以及古气候的变化记录具有重要意义[6-7]。本文对南海西北部莺琼陆坡区ZK3岩心进行了分析，结合前人的研究，对南海西北部陆坡海域的浊流沉积进行探讨。
1. 材料与方法
1.1 样品采集
本文岩心ZK3位于南海西北部莺琼陆坡上，为沉积物滑塌、浊流易发区，距离海南岛约150 km。岩心长度约30 m，钻孔水深为840 m（图1）。ZK3岩心主要发育了36.6 kaBP以来的晚更新世和全新世地层，该岩心主要由粉砂组成，沉积不连续，有明显的沉积间断和浊流沉积层出现[8]。
1.2 分析方法
本文研究为柱状样，考虑到样品代表性即反映信息全面，对ZK3柱状沉积物样品按照约100 cm间隔取样，共取得33个样品，并对其进行AMS14C测年、沉积物粒度、地球化学元素等综合分析。粒度实验在中国海洋大学海底科学与探测技术教育部重点实验室完成，样品的前处理、粒度测量以及粒度数据的处理严格遵守实验规范。AMS14C测年在美国迈阿密Beta测年实验室完成。地球化学元素在澳实分析检测（广州）有限公司实验室完成。
1.2.1 AMS14C测年
选取适量样品放到小烧杯里，加入蒸馏水、30%的H2O2进行浸泡，充分分散后，过0.063 mm筛进行冲洗，然后把＜0.063 mm的部分样品烘干，在体视显微镜下尽量挑选0.025～0.035 mm的浮游有孔虫单种Globigerinoides ruber；在挑选时一般选取保存完好、干净的壳体，样品量一般约为20 mg。将挑选出的浮游有孔虫壳体压碎，将碎屑收集到小塑料管中，在里面加入少量浓度大于99.7%的无水酒精，在振荡频率为40 kHz的超声波清洗器中清洗，约10～20 s后，用针管吸去管内上覆液，重新加入少量酒精进行超声振荡，重复该步骤2～3次，洗涤完毕后将样品放在约60 ℃的烘箱中烘烤5 h。处理完的干净的有孔虫壳体送往美国迈阿密的Beta测年实验室完成测试。
1.2.2 粒度测试
使用英国Malvern公司生产的Mastersizer2000激光粒度仪进行粒度测试。首先，取适量沉积物样品于烧杯中，加入过量30% 的H2O2 15 mL，静置24 h，以去除样品中的有机质；然后再向烧杯中加入0.25 mol/L的HCl 5 mL，静置24 h，以去除样品中的钙质胶结物和生物壳体；待反应完全后，多次离心清洗至溶液呈中性；向烧杯中加入5 mL 0.5 mol/L的六偏磷酸钠溶液，通过超声波振动使颗粒充分分散后，上机测试。使用图解法计算粒度参数，根据谢帕德的分类命名法命名沉积物类型。
1.2.3 地球化学元素测试
本文地球化学元素测试包括常量元素和微量元素测试。处理过程如下：采用四酸消解，取低温烘干后的样品50 mg，加入1∶1的HNO3 1 mL，充分反应；加入纯HF 3 mL，然后放入160～180 ℃的自动控温电热板上加热48 h，蒸至近干；加纯化过的HClO4 1 mL，蒸至白烟冒尽；冷却后加2 mL HCl，同样蒸至近干；再加2 mL 1∶1的HNO3，蒸至近干；加入1∶1的HNO3约1.5 mL，置于电热板上加热溶解12 h，冷却至室温；加入0.5 mL铑内标溶液，置于电热板上保温12 h，冷却至室温；用1∶1 HNO3移至50 mL容量瓶中，并用其稀释至刻度，摇匀待测[9]。使用电感耦合等离子体质谱仪分析法（ICP-MS）对处理后的样品进行了元素分析，分析测试工作在澳实分析检测（广州）有限公司实验室完成，主要是利用美国热电公司生产的电感耦合等离子体质谱仪XSERIESⅡ完成测定。
2. 结果
2.1 年代框架
根据ZK3岩心AMS14C测年结果（图2a），按照线性内插法和外延法确定了样品所在深度的年龄，以此计算了不同时间段的沉积速率，校正后ZK3岩心底部年龄约为36 ka。年代框架建立在测年结果的基础上，将ZK3岩心中倒转的层位去掉，进行了年代沉积速率作图（如图2b）所示。
2.2 粒度参数特征
根据谢帕德的分类命名方法，ZK3岩心沉积物类型为粉砂，黏土质粉砂，主要以粉砂粒级为主（图3）。
粒度分析结果显示，砂粒级（＞63 µm）沉积物含量小于4%，黏土（＜4 µm）及粉砂（4～63 µm）粒级沉积物的含量平均约为29%和70%。ZK3整个岩心分选系数为1.525～1.756，平均值为1.625，各层位的分选普遍较差；沉积物平均粒径为0.006～0.009 mm，沉积物较细；中值粒径为0.006～0.009 mm（表1）；沉积物偏态主要表现为正偏及近对称，大部分层位峰态主要表现为中等。
表 1 ZK3岩心沉积物组成与粒度参数Table 1. Composition and grain size parameters of the sediments from core ZK3粒度参数 砂/% 粉砂/% 黏土/% Md Mz σI SkI Kg 平均值 1.16 69.83 29.01 0.008 0.007 1.625 0.161 1.016 最大值 3.85 74.80 33.79 0.009 0.008 1.756 0.223 1.122 最小值 0.00 64.28 23.78 0.006 0.006 1.525 0.100 0.965 3. 讨论
3.1 ZK3岩心中浊流沉积层的识别
浊流沉积很难在海洋沉积物中完整地保存下来，其判别对于沉积学家来说一直是一个难题。1962年，Bouma[10]提出了浊流沉积的理想沉积序列，即所谓的“鲍马序列”，以识别浊流沉积。但是，完整的鲍马序列很难保存下来，在沉积物中最常见的仅是鲍马序列的一部分，由于鲍马序列的部分片段具有很大的多解性，海洋中的其他沉积活动也可以形成同样的沉积。因此，很难作为判别浊流沉积的标志。Shanmugam[11]对世界各海区长达6 000多米的岩心进行了重新研究，发现大多数被确定为浊流成因的沉积层均具有一个标志性的向上变细的正粒序层。因此，他将向上变细的正粒序层以及下覆的冲刷构造作为判别浊流沉积的标志。
南海莺琼陆坡浊积层的厚度比较小，并不能发育完整的鲍马序列。我们依据Shanmugam等的标准对浊积层进行识别，并结合AMS14C测年、沉积物粒度分析、地球化学元素分析、萨哈-兰迪姆相浊流环境判别及C-M图的分析结果，从ZK3岩心初步可识别出4层特征明显的浊流沉积：浊积层1（7.4～8.3 m）、浊积层2（12.8～13.5 m）、浊积层3（15.5～17.2 m）和浊积层4（18.7～20.7 m）。
3.1.1 AMS14C测年
通过AMS14C测年可知，ZK3岩心0～6.25 m呈现很好的由新到老的时间序列，沉积基本连续，没有出现显著的沉积间断。初步观察ZK3岩心有4个主要的沉积间断面：7.4～8.3、12.8～13.5、15.5～17.2、18.7～20.7 m，沉积间断大致发生时间分别为7.81～12.28、18.97～20.46、20.46～22.95、22.95～26.12 kaBP。每个间断面大约有1.5～4.5 ka的沉积缺失，推测岩心出现的年代倒转可能与地层发生局部滑塌或者小规模浊流事件相关。
从图2中可以看出ZK3岩心沉积速率为22.55～175.53 cm/ka，全新世平均沉积速率大约为78.94 cm/ka，晚更新世平均沉积速率大约为93.05 cm/ka。最低平均沉积速率出现在间冰期（12.28～18.04 kaBP），仅为22.55 cm/ka。最高的沉积速率出现在晚更新世末次盛冰期（18.97～20.46 kaBP），为175.53 cm/ka。沉积速率的这种变化趋势可能与海平面升降变化引起的陆源输入有关[12]。
3.1.2 沉积物粒度分析
浊流沉积最显著的特征是沉积物粒度特征的突然变化[13]，这在ZK3岩心粒度参数的垂向变化曲线上有清晰的反映，依据粒度参数的变化我们可以较容易地区分出浊积层与正常沉积。
岩心沉积物的各粒度参数随深度的垂向变化中可以分辨出可能的浊流沉积层（图4）。平均粒径与分选系数和中值粒径具有相似的变化趋势，平均粒径、分选系数、偏态、峰态、中值粒径自下而上波动比较大，表现出多个峰值。ZK3岩心分选系数在7.4、13.5 m处出现两个高峰值，而分选系数较大的层位可能代表了分选性很差的浊积层；中值粒径在7.4、13.5、16.2、20.7 m 4个层位出现高峰值，粒径偏粗，可能有粗粒物质未经改造加入到沉积环境中。层1（7.4～8.3 m）、层2（12.8～13.5 m）、层3（15.5～17.2 m）沉积物粒度参数发生显著变化，平均粒径、中值粒径和分选系数明显变大，分选变差；峰态（Kg）、偏态（SkI）值都有明显波动，每一次波动可能代表了一次小的事件沉积，推测该些层位可能是一个非正常沉积层。
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图 4 岩心沉积物组成与粒度参数垂向变化Figure 4. Vertical variation of sediment composition and grain size parameters整个ZK3岩心单层浊流沉积的厚度虽不大（0.7～2.0 m），但其总厚度达到5.6 m，约占ZK3孔沉积总量的19%，可见浊流沉积对正常沉积的干扰作用极为显著，同时也大大促进了陆源物质向莺琼陆坡的输运。
3.1.3 C-M图
C-M图是识别浊流沉积物的有效手段之一，其中C是概率粒度累计曲线上颗粒含量1%处对应的粒径，C值代表了水动力搅动开始搬运的最大能量，其对应于样品中最粗颗粒粒径；M值是概率粒度累计曲线上50%处对应的粒径，即粒度中值，代表了水动力的平均能量[14-15]。利用ZK3岩心的33个样品的粒度分析资料，我们获得了该岩心的粒度C-M图（图5）。可以看出浊积层位在C-M图上的分布点的明显特征，样品点主要分布在M值7～10、C值50～70的范围之内，其整体趋势表现为与C=M基线近似于平行的特征（下方椭圆区），其C值与M值始终成比例增加，两者协调一致，这是比较典型的浊流沉积层（图5）。
3.1.4 判别指标
萨哈-兰迪姆相浊流环境判别指标Y小于9.8433为浊流沉积，大于9.8433为河流沉积。判别方程[16]为：
$$ Y = 0.7215{\rm{Mz}} - 0.4030{\delta _i} + 6.7322{\rm S}{{\rm k}_i} + 5.2927{K_g} $$ 式中Mz为平均粒径；σi为分选系数；SKi为偏差；Kg为峰态。对ZK3整个岩心的潜在浊流层样品进行了计算（表2），发现4个层位的Y值为5.60～5.90，均小于9.8433的判定值，再次说明该些层位为浊流沉积层。
表 2 ZK3岩心各层位萨哈-兰迪姆相浊流环境判别结果Table 2. Identification of Turbidity current environment with Sakha-Landim facies diagram for each layer of core ZK3层位 Y值 层位 Y值 ZK3 S-9-7.40 5.619 ZK3 S-29-16.20 5.697 ZK3 S-10-7.70 5.606 ZK3 S-31-17.20 5.741 ZK3 S-11-8.30 5.657 ZK3 S-35-18.70 5.885 ZK3 S-22-12.80 5.530 ZK3 S-37-19.40 5.748 ZK3 S-24-13.50 5.549 ZK3 S-41-20.70 5.860 ZK3 S-28-15.50 5.521 − − 3.2 浊积层沉积特征
ZK3岩心浊积层中以粉砂和黏土占绝对优势，砂含量很低。虽然ZK3岩心总体上粒度特征未发生大的变化，但是中间小规模浊流沉积的频繁发生，大大干扰了正常的沉积层序特征，使陆源碎屑的各粒度参数发生显著变化。
浊积层1：出现在岩心7.4～8.3 m处，是ZK3岩心中参数变化最显著的层序，该段地层测年结果比6.25 m处的测年年龄要新，显示地层发生了倒转。粒度参数的垂直变化表现出与正常沉积层位不同的分布特征（图4），自下而上砂含量先增大后减小，为0.19%～3.24%～0.69%；粉砂含量逐渐增加，为67.07%～67.95%～69.93%；黏土含量先减小后增大，为32.73%～28.81%～29.38%；平均粒径由细到粗，在7.7 m处达到最大值，然后再逐渐变细；分选系数（1.62～1.75～1.71）、峰态（0.98～1.02～0.96）也显示了先增大后减小的变化过程。本层中由细-粗-细的粒径变化和高的粉砂含量代表了一次规模较大的浊流沉积。在末次冰期南海南部巽他陆坡底部MD05-2895孔与晚更新世以来冲绳海槽南部发育的浊流沉积中也出现类似粒序变化，这与Shanmugam所总结的海洋中浊流层的特征基本一致。
浊流层2：出现在岩心12.8～13.5 m处，沉积物分选差，分选系数为1.63～1.65 ；自上而下，中值粒径由大变小，为0.0076～0.006 8 mm，砂含量为2.46%～0.63%，粉砂含量为68.25%～66.38%，黏土含量为29.29%～32.98%。中值粒径从底部到顶部逐渐变细，黏土含量越来越高，砂和粉砂含量越来越低，沉积物粒级由粗变细。12.8～13.5 m层位环境判别计算出的Y值为5.53～5.55，Y值在6以下，小于9.843 3的判定值。
浊流层3：出现在岩心15.5～17.2 m处，沉积发生在20.46～22.95 kaBP期间，顶部和底部的年龄相差不大。砂和粉砂含量呈现向上逐渐降低，黏土含量向上逐渐增高，这是较为典型的正粒序沉积层。且萨哈-兰迪姆相浊流环境判别值为5.52～5.74，小于9.843 3的判定值。
浊流层4：出现在岩心18.7～20.7 m处，地层发生倒转，这层浊流层比较难识别。该层段自下而上，砂含量为0.72%～0.42%、粉砂含量为71.78%～68.96%、黏土含量为27.50%～30.61%，具有向上变细的正粒序特点。
3.3 浊流发育成因探讨
浊流是海洋中最常见的重力流活动[17-18]，是大陆边缘沉积物向深海区的搬运，在满足一定条件下才能形成。广义上来讲，足够的水深、充足的物质、必要的坡度和触发机制是形成浊流所需的4个条件。足够的水深和充足的物质是浊流发育的物质基础，必要的坡度是浊流发育的动力来源。通常，在海洋环境中，浊流主要形成于陆棚坡折以下较深的水域。触发机制最为关键，是突发性外力对沉积物的不稳定破坏[19-20]。以往的研究表明，浊流形成的触发机制主要包括海平面波动、季节性洪水、地震、火山喷发、海啸巨浪、风暴潮、底辟活动和天然气水合物泄露等。在上述这些事件发生时，处于较陡地形之上的松散沉积物重力失稳，极易发生滑塌，顺着陆坡区搬运，形成浊流沉积。ZK3岩心位于南海西北部莺琼陆坡处，陆坡坡度较陡，珠江水系的泥沙不断堆积和珠江三角洲发育，其物质来源充足[21]，为浊流发育提供了有利的地形和必要的物质基础，只要在外力触发作用下，很容易形成浊流。
3.3.1 海平面变化
海平面变化是引发南海浊流的主要原因。ZK3岩心的浊积层1（7.81～12.28 kaBP）、浊积层2（18.97～20.46 kaBP）、浊积层3（20.46～22.95 kaBP）和浊积层4（22.95～26.12 kaBP），可以看出浊积层2、3、4这3层发生于海平面相对较低的末次冰期，全新世以来只发育了浊积层1（图6）。因而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了沉积物不稳定，同时较陡的陆坡为浊流沉积提供了有利地形，因而容易造成向陆坡方向的浊流搬运[22-23]。同时研究南海浊流发生的时期和相对海平面变化曲线，可以看出海平面相对较低的时期浊流发生的频率最高[24]。另外有研究表明，末次冰期以来，在西菲律宾海吕宋岛岸外发现5层浊流沉积，可能是低海平面时期的海平面波动导致沉积物不稳定，从而引发浊流沉积。赵玉龙等[25]对南海南部巽他陆坡底部深海浊流沉积进行研究后，同样认为海平面波动是造成巽他陆坡上浊流形成的原因。
末次冰期以来，全球海平面变化非常活跃，并经历了多次海平面的快速变化[4,26]。在末次冰期，全球海平面降低，全球相对海平面比现在低一百多米，陆架大面积出露，陆源物质搬运的距离大大缩短。在海平面下降期间，陆坡区物源供给充足，陆坡北部地区的三角洲携带着大量沉积物在陆架坡折地区堆积。大量的陆源沉积物被搬运到陆坡附近，松散的沉积物在火山，地震和强降雨等事件发生时极易发生垮塌，极具形成浊流的潜力[27]。
3.3.2 降雨的增强
进入末次冰期的最后阶段，虽然海平面开始缓慢上升，但这种海陆模式在数千年内并没有太大的变化。随着末次冰期的结束，海平面开始快速上升，岸线开始迅速后退。由于离岸距离的增加陆源物质供应量相应减少，所以ZK3岩心的沉积速率也相应减小。进入全新世后，全球海平面逐渐趋于稳定，浊流发育的频率随之减缓，全新世以来只发育了浊积层1（图6）。陆源有机质的输入减少，沉积物供应也较稳定，沉积物搬运距离没有出现较大的缩短，难以触发浊流，而此时东亚夏季风增强、降雨增多，气候湿润，降雨导致的区域侵蚀对浊流沉积的发育起到了关键性作用[28-30]。全新世阶段的浊流发生频率与台湾南部的夏季降雨量有同步变化的趋势。11.5～7.4 kaBP在湖北神农架石笋中也记录了明显的降水量增加的过程[31]。
ZK3岩心近36 ka以来碳酸钙（CaCO3）在沉积物中的相对含量的垂向变化及元素比值见图7。CaCO3含量变化曲线与以往南海北部浅层碳酸盐含量变化曲线相似[32]。由图可知CaCO3含量为10%～18%，平均为13.91%，总体含量较低，其含量主要受控于河流带来的陆源物质的稀释作用，反映陆源物质输入对其影响较大。可以看出在末次冰期CaCO3含量相对较低，进入全新世CaCO3含量相对增加。在早全新世期间，CaCO3含量在5.4 m层位出现异常低值，同时观察Rb/Sr和Rb/Zr在5.4 m处出现高值，Rb和Sr含量主要受控于降雨量。该处碳酸钙的异常低值（图7），同样显示当时处于一个多降水的阶段。
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图 7 ZK3岩心元素比值及碳酸钙含量垂向变化Figure 7. Vertical change in element ratio and calcium carbonate content in core ZK3降水量的增加会加大对陆地表面的冲刷，尤其是冲刷能力极强的大雨，会将大量陆源物质通过河流带入南海陆坡，对碳酸盐的沉积起到明显的稀释作用。尤其是在南海北部陆坡带，沉积物更易直接受到物源作用的影响，东亚夏季风的增强导致降水量增加，从而使河流的搬运和输送能力增强，地表径流增多，可能是触发浊流的主要因素[33-35]。
3.3.3 海洋深层水流
地震剖面研究发现，在南海北部深水陆坡区存在极其活跃的深水底流沉积，对浊流沉积物有一定的改造作用[35-37]，特别是在东北陆坡区最为明显。研究表明，10 kaBP时海平面已上升到相当的高度，约在现在海平面−40 m，海岸线已接近内陆架，暗示当时南海的现代环流系统已开始形成。南海深层水主要为北太平洋深层水经吕宋海峡进入南海海盆，沿着陆架向西做逆时针运动[38]，其流速为0.15～0.3 m/s（图8）。19世纪30年代以前，人们普遍认为深水环境（水深＞200 m）中没有流体活动，只有深海泥在缓慢地沉积。深海环境中浊流活动的存在是在1929年大西洋海底电缆断裂事件中被证实。在之后浊流学说、鲍马序列的提出推动了后续深水的研究。深水陆坡区是比较陡峭的地貌，沉积物不稳定，在重力及各种触发机制（地震、突发性海流、超压释放、底辟活动等）的作用下，沉积物极易发生滑动、滑塌等重力活动，可进一步发展为碎屑流、颗粒流或是浊流[39]。
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总的来说，末次冰期以来，南海及附近区域的浊流事件频繁发生，浊流事件与海平面的波动有关。除海平面变化因素的影响外，降雨的增强和海洋深层水流也是触发浊流的主要诱因[42]。低海平面时期物质的积累是必要条件，海平面变化引起的沉积物不稳定是其中一个触发因素。由于海平面的变化是十年甚至百年规模的活动，夏季风的变化是季节性甚至更长时间尺度的变化，而浊流是一个持续数小时至数天的短暂事件。因此，不稳定的沉积物供应或夏季风的变化可能不是浊流形成的直接触发机制，它可能是由火山、地震和某些极端气候事件（如暴雨）等引发的，这些事件通常具有较大的随机性和不确定性。在沉积物供应不稳定的背景下，就很容易触发浊流的发生；在相对稳定的沉积物供应期间（例如全新世），即使发生相同强度的火山或地震事件，发生浊流活动的可能性也要小得多[43]。海平面变化引起的沉积物不稳定对该区域浊流活动的重要性在于它增加了浊流活动发生的概率，使得浊流活动更易于发生，并不直接触发浊流活动。
4. 结论
（1）ZK3岩心主要发育了36 kaBP以来的晚更新世和全新世地层。该岩心晚更新世地层沉积速率高于全新世地层，全新世平均沉积速率为78.94 cm/ka，晚更新世平均沉积速率为93.05 cm/ka。
（2）通过AMS14C、沉积物粒度特征、地球化学特征、萨哈-兰迪姆相浊流环境判别、C-M图等综合分析，发现ZK3岩心发育了4个小型浊流沉积层，其中3次发生于末次冰期，1次发生于全新世期间。
（3）浊流沉积层在中值粒径、分选系数、偏态、峰态等粒度参数特征和地球化学元素特征上与正常沉积存在明显的差异，这些差异成为识别浊积层的有效标志。
（4）浊流沉积主要来自西北部莺琼陆坡区，较陡的坡度、丰富的物源、活跃的海平面变化及气候变化是触发浊流的主要因素。
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[1] Iseki K, Okamura K, Kiyomoto Y. Seasonality and composition of downward particulate fluxes at the continental shelf and Okinawa Trough in the East China Sea[J]. Deep-Sea Research Ⅱ, 2003, 50:457-473.
[2] Oguri K, Matsumoto E, Yamada M. Sediment accumulation rates and budgets of deposing particles of the East China Sea[J]. Deep-Sea Research Ⅱ, 2003, 50:513-528.
[3] 郭志刚,杨作升,雷坤,等.冲绳海槽中南部及其邻近陆架悬浮体的分布、组成和影响因子分析[J]. 海洋学报, 2001, 23(1):66-72. [GUO Zhigang, YANG Zuosheng, LEI Kun,et al.The distribution and composition of suspended matters and their influencing factors in the central-southern area of Okinawa Trough and its adjacent shelf sea[J]. Acta Oceanologica Sinica, 2001, 23(1):66-72.]
[4] Dou Yanguang, Yang Shouye, Liu Zhenxia, et al. Provenance discrimination of siliciclasic sediments in the middle Okinawa Trough since 30 ka:Constraints from rare earth element compositions[J]. Marine Geology, 2010, 275:212-220.
[5] 徐方建,李安春,万世明,等.东海内陆架泥质区中全新世环境敏感粒度组分的地质意义[J]. 海洋学报, 2009, 31(3):95-102. [XU Fangjian, LI Anchun, WAN Shiming, et al. The geological significance of environmental sensitive grain-size populations in the mud wedge of the East China Sea during the mid-Holocene[J]. Acta Oceanologyica Sinica, 2009, 31(5):95-102.]
[6] 肖尚斌,李安春,蒋富清,等.近2 ka来东海内陆架的泥质沉积记录及其气候意义[J].科学通报,2004,49(21):2233-2238. [XIAO Shangbin, LI Anchun, JIANG Fuqing, et al. Recent 2000-year geological records of mud in the inner shelf of the East China Sea and their climatic implications[J]. Chinese Science Bulletin, 2005, 50(5):466-471.]
[7] Huang Jie, Li Anchun, Wan Shiming. Sensitive grain-size records of Holocene East Asian summer monsoon in sediments of northern South China Sea slope[J]. Quaternary Research, 2011, 75:734-744.
[8] Guo Xinyu, Miyazawa Y, Yamagata T. The Kuroshio onshore intrusion along the shelf break of the East China Sea:The Origin of the Tsushima Warm Current[J]. Journal of Physical oceanography, 2006, 26:2205-2231.
[9] Jan Sen, Wang Joe, Chern Ching-sheng, et al. Seasonal variation of the circulation in the Taiwan Strait[J]. Journal of Marine Systems, 2002, 35:249-268.
[10] Hughen K A, Baillie M G L, Bard E, et al. Marine04 marine radiocarbon age calibration, 0-26 cal kyr BP[J]. Radiocarbon, 2004, 46:1059-1086.
[11] Biscaye P E. Mineralogy and sedimentation of recent deep sea clay in the Atlantic Ocean and adjacent sea and oceans[J]. Bulletin of the Geological Society of America, 1965, 76(7):803-832.
[12] Gingele F X. Holocene climatic optimum in Southwest Africa-evidence from marine clay mineral record[J]. Paleogeography, Paleoclimatology, Paleoecology, 1996, 122(10):77-87.
[13] Diekmann B, Hofmann J, Henrich R, et al. Detrital sediment supply in the southern Okinawa Trough and its relation to sea-level and Kuroshio dynamics during the late Quaternary[J]. Marine Geology, 2008, 255:83-95.
[14] Wang L, Sarnthein M, Erlenkeuser H, et al. East Asian monsoon climate during the late Pleistocene:High-resolution sediment records from the South China Sea[J]. Marine Geology, 1999, 156:245-284.
[15] Boulay S, Colin C, Trentesaux A, et al. Mineralogy and sedimentology of Pleistocene sediments on the South China Sea (ODP Site 1144), Proceedings of the Ocean Drilling Program[R]. Scientific Results, 2002, 184.
[16] 孙有斌,高抒,李军,等.边缘海陆源物质中环境敏感粒度组分的初步分析[J].科学通报,2003, 48(1):83-86. [SUN Youbin, GAO Shu, LI Jun. Primary analysis on the sensitive grain-size of terrigenous sediment to environments in marginal sea[J]. Chinese Science Bulletin, 2003, 48(1):83-87.]
[17] Liu J P, Milliman J D, Gao S, et al. Holocene development of the Yellow River's subaqueous delta[J]. Marine Geology, 2004, 209:45-67.
[18] Jian Z, Wang P, Saito Y, et al. Holocene variability of the Kuroshio Current in the Okinawa Trough, northern Pacific Ocean[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2000, 184:305-319.
[19] Xiang Rong, Sun Youbin, Li Tiegang, et al. Paleoencironemnt change in the middle Okinawa Trough since the last deglaciation:Evidence from the sedimentation rate and planktonic foraminiferal record[J]. Palaeogeography, Palaeochinatology, Palaeoecology, 2007, 243(3-4):378-393.
[20] Yancheva G, Nowaczyk N R, Mingram J, et al. Influence of the intertropical convergence zone on the East Asian monsoon[J]. Nature, 2007, 445:74-77.
[21] Liu Zhifei, Tuo Shouting, Colin C, et al. Detrital fine-grained sediment contribution from Taiwan to the northern South China Sea and its relation to regional ocean circulation[J]. Marine Geology, 2008, 255:149-155.
[22] 李传顺,石学法,高树基,等. 台湾河流沉积物的黏土矿物组成特征与物质来源[J]. 科学通报,2012, 57(2-3):169 -177.[LI Chuanshun, SHI xuefa, GAO Shuji, et al. Characteristics of the clay minerals composition of rivers in Taiwan and their provenance[J]. Chinese Science Bulletin, 2012, 57(2-3):169-177.]
[23] Dou Yanguang, Yang Shouye, Liu Zhenxia, et al. Sr-Nd isotopic constraints on terrigenous sediment provenances and Kuroshio Current variability in the Okinawa Trough during the late Quaternary[J]. Palaeogeography, Palaeochimatology, Palaeoecology, 2012, 356-366:38-47.
[24] 李安春,中国东部海域矿物气溶胶通量及物质组成特征的研究,博士学位论文[D]. 中国科学院海洋研究所,1997.[A study on flux and composition characteristics of mineral aerosols from the low atmosphere of the eastern China seas[D]. 1997.] [25] 高抒,程鹏,王亚平,等.长江口外海域1998年夏季悬沙浓度特征[J]. 海洋通报, 1999, 18(6):44-50. [GAO Shu, CHENG Peng, WANG Yaping, et al. Characteristics of suspended sediment concentrations over the areas adjacent to Changjiang River Estuary, the Summer of 1998[J]. Marine Science Bulletin, 1999, 18(6):44-50.]
[26] 杨作升,郭志刚,王兆祥,等. 黄东海陆架悬浮体向其东部深海区输送的宏观格局[J]. 海洋学报,1992,14(2):81-90. [YANG Zuosheng, GUO Zhigang, WANG Zhaoxiang, et al. Suspended sediments on the Yellow and East China Sea Shelf and macro-pattern of their being transported to the Eastern Deeper Sea[J]. Acta Oceanologica Sinica, 1992, 14(2):81-90.
[27] Stuiver M, Grootes P M, Braziunas T F. The GISP2δ18O climate record of the past 16500 years and the role of the sun, ocean, and volcanoes[J]. Quaternary Research, 1995, 44:341-354.
[28] Dykoshi C A, Edwards R L, Cheng H, et al. A high-resolution absolute-dated Holocene and deglacial Asian monsoon record from Dongge Cave, China[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2005, 233:71-86.
[29] 肖尚斌,李安春,陈木宏,等.近8 ka东亚冬季风变化的东海内陆架泥质沉积记录[J]. 地球科学-中国地质大学学报, 2005, 30(5):573-581. [XIAO Shangbin, LI Anchun, CHEN Muhong, et al. Recent 8 ka mud records of the East Asian Winter Monsoon from the inner shelf of the East China Sea[J]. Earth Science-Journal of China University of Geosciences, 2005, 30(5):573-581.]
[30] 姚檀栋, Thompson L G. 敦德冰心记录与过去5 ka温度变化[J]. 中国科学B辑, 1992, 10:1089-1093.[YAO Tandong, Thompson L G. The Dunde ice core records and the temperature change since 5 ka[J]. Science in China (Series B), 1992, 10:1089-1093.]
-
期刊类型引用(6)
1. 张子涵，任宇鹏，陶威，许国辉，靳梓堃. 海底峡谷浊流汇流后含沙量与速度变化研究. 海洋地质与第四纪地质. 2024(04): 78-87 . 
本站查看
2. 杨茜，冯秀丽，李梦帅. 南海北部莺琼陆坡浊流沉积数值模拟分析. 地质学报. 2022(04): 1412-1420 . 百度学术
3. 吴丰，罗莹莹，李昱翰，杨宗恒，张洪千，刘建锋，石祥超. 四川盆地公山庙油田大安寨段湖相灰岩-页岩裂缝特征与测井识别. 地质科技通报. 2022(05): 55-67 . 百度学术
4. 王华，陈思，刘恩涛，何杰，甘华军，孟福林，年伟豪. 南海北部莺-琼盆地典型重力流沉积特征与物源体系. 地质科技通报. 2022(05): 5-18 . 百度学术
5. 陈唯，赵彦彦，李三忠，唐智能，杨俊，魏浩天，吴佳庆，朱俊江，刘盛，董涛，张广璐，杨丹丹，孙国静. 南海北部陆坡神狐海域SH-CL38站位的粒度特征及沉积记录. 海洋地质与第四纪地质. 2021(05): 90-100 . 本站查看
6. 肖倩文，冯秀丽，苗晓明. 南海北部神狐海域SH37岩芯浊流沉积及其物源分析. 海洋地质与第四纪地质. 2021(05): 101-111 . 本站查看
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