南海北部神狐海域SH37巖芯濁流沉積及其物源分析

肖倩文，馮秀麗，苗曉明

1. 中國海洋大學海洋地球科學學院，青島 266100

2. 海底科學與探測技術教育部重點實驗室，青島 266100

濁流是具備牛頓流變性質和紊亂狀態的一種特殊模式的重力流[1]，在海底十分常見并具有極大的破壞性[2]。海底的濁流沉積層對于海底扇、深海峽谷等海底地貌的形成[3-4]，以及古氣候和古環境變化的記錄[5-6]都具有重要的指示意義。

南海是西太平洋最大的新生代邊緣海，物源豐富，沉積速率高，且構造運動活躍，是濁流沉積有利的發育場所[7]。國內許多學者已經在南海北部陸坡、深海盆地、西部深海平原、東部陸坡、南部巽他陸坡底部等地發現了濁流沉積的存在[2,8-10]。根據前人的研究，南海地區濁流的發生大多與地形地貌、海平面波動、海底火山活動引發的地震以及一些陣發性事件如坍塌、滑坡等有關[8]。

珠江口盆地的濁流沉積比較發育[11]，但是目前對于神狐海域的濁流沉積研究多與該區域的天然氣水合物相關。神狐海域是我國海底礦產資源和天然氣水合物勘探的重要區域，已有的研究表明該地區天然氣水合物的產生通常與深水濁流沉積體密切相關[12]。此外，神狐海域發育了多期海底滑坡，鉆井資料顯示海底滑坡與水合物密切相關。

前人對于神狐海域地區濁流沉積的研究大多從地球物理以及水合物試采區的含水合物樣品著手，而缺乏對神狐海域陸坡濁流沉積的基本沉積特征、成因以及物源等的綜合研究。因此本文將對采自南海北部神狐海域陸坡的SH37巖心進行綜合分析，探討神狐海域濁流沉積的沉積特征、濁流成因及物質來源。這不僅能夠更好地掌握神狐海域濁流沉積的特征，深化對濁流沉積的研究，對神狐海域濁流沉積的沉積特征、成因及物源做出補充分析，還對深海油氣藏的形成、濁流沉積背景下的水合物賦存機制以及古氣候的變化記錄研究有重要意義。

1 區域地質背景

陷北側（圖1），受臺灣和東沙等構造運動的影響，中新世以來，構造沉降速率在神狐海域表現為異常高值[18]。白云凹陷是南海北部陸坡最大的一個深水盆地，發育了大量重力流沉積體系，是最具代表性的深水陸坡沉積區[13]，沉積類型是以海相沉積地層為主的巨厚層新生代沉積，有機碳含量高，沉積物組分總體上以細粒沉積為主，主要為泥質粉砂、含泥質粉砂和粉砂等。

2 材料與方法

南海是西太平洋最大的邊緣海，周邊被眾多大陸和島嶼環繞，東臨臺灣、菲律賓島，西達中南半島，北依華南大陸，南至加里曼丹島，經緯跨度約為3°～23°N、99°～122°E，面積約為350×104km2，平均水深1800 m[13]。

SH37巖心所在的神狐海域位于南海北部陸坡的中部位置，屬于南海北部陸坡和中央海盆的過渡地帶，介于西沙海槽和東沙群島之間[14]。其北部為珠江水下三角洲和珠江水系，南部為珠江口外海底峽 谷 和 西 北次 海盆，水 深范 圍為200～1700 m[15]。總體來看，海底地形呈東北高、西南低的形態，整個陸坡坡度大致為2°～5°，表現為NE-SW的延伸方向[16]。海底地形地貌非常復雜，除陸坡斜坡外，還發育有多種次級地貌形態，主要發育滑坡、滑塌、海山、斷層崖、海底丘陵、海底峽谷等[17]。從構造上看，神狐海域位于珠江口盆地珠Ⅱ坳陷的白云凹

2.1 研究材料

本文研究材料為2015年取自南海北部陸坡神狐海域的SH37巖心，采樣方式為重力柱狀樣，巖芯位置為19.84°N、114.81°E（圖1），巖心總長度4.37 m，取樣站位水深1080 m。對SH37巖心進行了AMS14C測年、粒度測試以及常微量、稀土元素測試。

圖 1 神狐海域構造圖[17]Fig.1 Tectonic map of Shenhu sea area[17]

2.2 分析方法

2.2.1 粒度測試

本文共對437個樣品進行了粒度測試，取樣間隔1 cm。測試在中國海洋大學實驗室利用Mastersizer 2000激光粒度測試儀完成。具體操作步驟如下：

取黃豆粒大小的樣品于50 mL燒杯中，加入適量濃度為1∶5的H2O2去除有機質；待樣品與H2O2反應完全后，加入適量濃度為10%的鹽酸溶液去除碳酸鹽；以上反應全部結束后，加入適量六偏磷酸鈉溶液，并將樣品放入超聲機中進行加熱分散，分散時間不少于5 min；樣品充分分散后即可上機進行測試，每個樣品至少進行兩組測試，兩組結果誤差不超過0.5 μm。

樣品測試完成后，根據Shepard三角圖解法進行分類命名，并采用Folk-Ward粒度參數計算公式進行參數計算。

2.2.2 常微量與稀土元素測試

本文共選取了110個樣品進行元素測試，平均間隔約4 cm進行取樣。主微量元素和稀土元素統一采用電感耦合等離子體質譜儀分析法（ICP-MS）和電感耦合等離子體原子發射光譜分析法（ICPAES）聯合測定。采用四酸消解，取低溫烘干后的樣品50 mg于Bomb溶樣器中，加入1∶1的HNO3溶液1 mL，使其充分反應后加入純的HF 3 mL，置于160 ～180 ℃的自動控溫電板上加熱48 h，將液體蒸至近干；然后加入純化過的HClO4溶液1 mL，蒸干至白煙冒盡；待其冷卻后加入2 mL HCl溶液，同樣蒸至近干；然后加入2 mL 1∶1的 HNO3溶液，蒸至近干后加入1.5 mL 1∶1的HNO3溶液，放于電熱板上加熱溶解12 h；冷卻至室溫后加入0.5 mL銠內標溶液，放于電熱板上保溫12 h；最后等其冷卻至室溫后，用1∶1的HNO3溶液轉移至50 mL的容量瓶中，稀釋至其刻度，搖勻后進行測試。本文樣品的元素測試在澳實分析檢測（廣州）有限公司實驗室利用電感耦合等離子體質譜儀XSERIESII測定。其中主量元素（Si除外）用ICP-AES測定，微量元素與稀土元素用ICP-MS測定。地球化學元素分析誤差控制在5%以內。

3 實驗結果

3.1 年代框架

根據AMS14C測定結果，依據CALIB校正程序，使用Marine13校準數據庫[19]，取Delta-R值為18±37a，對14C年齡進行校正，并轉換為日歷年齡。

結果顯示SH37巖心的沉積年齡大約為0～16 kaBP，其中218～219和265～266 cm兩個層位處發生地層倒轉。0～100 cm（0～11.6 kaBP）為全新世沉積，100～437 cm為末次冰期沉積（表1）。

3.2 粒度特征

進行粒度特征的分析時，選取了與元素測試相同的層位進行同步分析。

根據Shepard命名法，研究區內沉積物主要為黏土質粉砂，其次為粉砂。沉積物主要由粉砂組成，平均含量為73.30%，其次為黏土，平均含量為25.37%，砂含量很少或沒有，平均含量僅為1.33%。平均粒徑的變化范圍為6.76～10.14 μm，平均值為7.95 μm；中值粒徑變化范圍為7.70～11.41 μm，平均值為9.14 μm；分選系數平均為1.59，分選差；偏態平均值為0.22，表現為正偏態，粒度集中分布于細粒部分；峰態平均值為1.03，表現為中等峰態（表2）。

表 1 AMS14C測年結果Table 1 Results of AMS14C dating

表 2 研究區樣品各沉積組分含量與粒度參數Table 2 Contents and grain size parameters of the sediments

根據沉積物組成與粒度參數的垂向變化（圖2），大致將沉積物分成3個層位。

圖 2 粒度組成及參數垂向變化圖Fig.2 Vertical variation of grain size composition and parameters

2.2.3 AMS14C測年

本文只選取了11～12、133～134、218～219、265～266和426～429 cm內的5個樣品進行測試。首先對樣品進行前處理，加入適量濃度為1∶3的H2O2溶液去除有機質，待其反應完全后，過0.063 mm的水篩進行沖樣，然后留下大于0.063 mm的樣品進行烘干，烘干溫度為50 ℃。樣品完全烘干后挑出所需有孔蟲，每個樣品挑出的有孔蟲質量為4～10 mg。其中11～12、133～134和218～219 cm挑出的有孔蟲為單一種Globorotalia inflata，265～266和426～429 cm內的樣品為混合種，具體是Globorotalia inflata和Globorotalia menardii。測年實驗在美國邁阿密Beta實驗室進行。

層Ⅰ：0～200 cm，該層沉積物類型均為黏土質粉砂，各粒級組分含量變化不大，砂、粉砂、黏土的含量分別占1.27%、71.90%和26.83%，中值粒徑為7.70～9.33 μm，平均值為8.40 μm；分選系數為1.56，分選差；偏態0.20，為正偏態；峰態1.03，峰態中等。

層Ⅱ：200～300 cm，該層沉積物類型為黏土質粉砂和粉砂，粉砂類型較多；砂、粉砂、黏土含量分別占1.81%、75.19%和23.01%；中值粒徑為8.77～11.41 μm，平均值為10.39 μm；分選系數為1.65，分選差；偏態為0.20，為正偏態；峰態為1.02，中等峰態。

層Ⅲ：300～437 cm，該層沉積物主要為黏土質粉砂和少量的粉砂；砂、粉砂、黏土的含量分別為1.05%、73.91%和25.04%；中值粒徑變化范圍為8.21～11.07 μm，平均值為9.30 μm；分選系數為1.59，分選差；偏態為0.24，為正偏態；峰態為1.04，中等峰態。

3.3 稀土元素含量

SH37巖心稀土總量（ΣREE）變化范圍為128.97～183.02 μg/g，平均含量為152.55 μg/g；輕稀土含量（ΣLREE）為118.92～169.14 μg/g，平均值為141.08 μg/g；重稀土含量（ΣHREE）為11.18～13.88 μg/g，平均值為11.48 μg/g；輕重稀土比值（LREE/HREE）變化范圍為11.18～13.90，平均值為12.32，ΣLREE明顯高于ΣHREE。δEu值為0.57～0.68，平均值為0.62，具有較明顯的δEu負異常；δCe為0.92～1.01，平均值為0.97，無明顯δCe異常。各個稀土元素的含量見表3。

表 3 稀土元素及參數含量Table 3 Contents of rare earth elements and parameters

4 討論

4.1 濁積層識別

濁流沉積的理想沉積序列為Bouma[23]在1962年提出的“鮑馬序列”，但在實際沉積過程中，鮑馬序列很難完整保存下來，并且鮑馬序列的部分片斷存在很大的多解性，在實際應用過程中很難用其來判別濁流沉積。因此，Shanmugam[24]在對世界各海區長達6000多米的巖芯進行了觀察和描述后，認為可以將向上變細的正粒序層及其下伏的沖刷構造作為判別濁流的標志。

南海北部陸坡濁積層的厚度普遍較小，無法發育完整的鮑馬序列，因此本文依據Shanmugam判別濁流的標準，并結合AMS14C測年、沉積物粒度特征、特征元素比值以及C-M圖的分析結果，識別出了一層特征較明顯的濁流沉積，即層Ⅱ（200～300 cm）。

4.1.1 粒度特征與元素比值

濁流沉積最顯著的特征是沉積物粒度的突然變化[25]。根據粒度參數的垂向變化（圖3），中值粒徑和分選系數均在層Ⅱ處出現高峰值，與其上下地層相比，層Ⅱ的主要組分為粉砂質沉積，砂含量增多，黏土含量降低，粒度明顯變粗，分選變差。說明沉積物粒徑大小在該層底部迅速上升然后逐漸降低至正常深海沉積物水平，表現出一個向上逐漸變細的正粒序，與Shanmugam總結的海洋濁流層的沉積特征基本一致。因此初步認為層Ⅱ（200～300 cm）為可能的濁積層。在南海西北部鶯歌陸坡ZK3巖心[26]、末次冰期南海南部巽他陸坡底部MD05-2895巖心[2]以及南海西部深海平原SA14-34巖心[10]中發育的濁流沉積中也都出現了類似的正粒序變化，與本文的SH37巖心粒度變化趨勢類似。

圖 3 粒度端元提取結果Fig.3 The extraction results from granularity end-members

為了更好地證明層Ⅱ屬于濁流沉積，本文還提取了特征粒級端元組分，提取結果顯示前3個粒級端元組分即可解釋整個數據變化量的99.9%（圖3a），幾乎可以涵蓋整個孔位數據，因此，我們選擇三端元解釋數據變化。3個端元粒度的分布模式基本類似，EM1峰值約為7 μm，EM2峰值約為12 μm，EM3峰值約為22 μm（圖3b）。可以認為EM1和EM2分別代表正常水動力條件下的較細和較粗組分，EM3代表粒度最粗組分，反映了較復雜的水動力環境。因此我們認為EM3與濁流沉積有一定的關系，可以將EM3端元作為確定濁流沉積的特征端元。從圖4b可以看出，EM3含量在層Ⅱ底部開始顯著升高，并在整個層Ⅱ的含量都明顯高于其上下兩層，證明該層存在濁流沉積。

此外，根據前人的研究，濁流發生時會有大量的粗碎屑物質輸入[2]，因此具有較高的Si/Al、Si/Fe和Zr/Rb比值。然而由于本文缺少Si元素的數據，在此僅用Zr/Rb比值進行說明。從圖4c與圖4d中可以看出，砂含量及Zr/Rb比值在層Ⅱ內整體較高，并出現高峰值，說明該層相對來說有較多的粗碎屑物質未經改造加入到沉積環境當中，進一步說明了濁流沉積的存在。

4.1.2 C-M圖解

C-M圖是識別濁流沉積常用且有效的手段之一。為進一步確認上述數據識別濁流層的可靠性，我們將識別出的濁流層沉積物與其他正常層位的沉積物進行了C-M圖投點（圖5），結果發現，正常層位內的樣品較分散，變化趨勢線斜率非常陡，而200～300 cm層位內大部分樣品的變化趨勢與C=M線大致呈平行關系，其C值與M值成比例增加，這是比較典型的濁流沉積的特征。因此可以判斷200～300 cm層位為濁流沉積。

綜合粒度特征、濁流環境判別指標、特征元素比值及C-M圖等各方面數據，可以認為層Ⅱ即200～300 cm層位是濁流沉積層。

圖 4 SH37巖芯粒度、地球化學元素比值及14C年齡隨深度的變化a.中值粒徑/ μm，b.特征粒級端元EM3，c.砂含量/%，d.Zr/Rb比值，e.巖芯14C測年結果，f.20 kaBP以來南海海平面變化[27-28]。Fig.4 Variation of grain size, geochemical element ratios and 14C age of SH37 core with deptha. median diameter/ μm,b.Characteristic granularity end-members EM3,c.Sand content, d. Zr/Rb, e.Dating results of the core,f. Sea level changes in the SouthChina Sea since 20 kaBP[[27-28]].

圖 5 C-M圖解Fig.5 C-M diagram

4.2 濁流形成機制探討

濁流形成所需的必要條件通常有4個，分別為足夠的水深、充足的物源、必要的坡度和觸發機制。現有的研究表明，濁流的觸發機制主要有海平面的波動、季節性洪水、火山活動、地震、海嘯、底辟活動和天然氣水合物泄露等[26]。

SH37鉆孔位于南海北部白云凹陷的珠江海谷陸坡段（圖6）約1000 m的水深處。在該區域內發現了15條近似梳狀的海底峽谷，坡度較陡[29-30]，是濁流發育的有利地形，加上受北部珠江水系和珠江下三角洲沉積物供給與天然氣水合物分解的影響，極易發生沉積物滑塌現象。

根據20 kaBP以來南海的海平面變化曲線（圖4f），SH37巖芯的濁流層形成時間恰好處在末次冰期低海平面時期[31]，此時南海的海平面低于現代海平面約120 m，南海北部陸架大面積出露，珠江口向陸架區延伸[32]，陸源物質的搬運距離大大縮短，珠江水系向陸坡輸送了大量的沉積物。這一時期陸源物質供應充足，沉積速率與堆積速率均處于一個較高水平。陸源沉積物快速大量的堆積，導致其固結程度很低，為濁流沉積的形成提供了必要的物質基礎。進入末次冰消期后海平面快速上升，松散堆積的沉積物極易受到海平面的波動或重力作用的影響發生滑塌，從而形成濁流。對比同一時期南海西北部鶯歌陸坡ZK3巖芯[26]、南海南部巽他陸坡底部MD05-2895巖芯[2]、西菲律賓海MD06-3052巖芯[33]以及南海中央海盆U1433巖芯[34]的沉積特征，它們均在末次冰期低海平面時期發育了較強的濁流堆積事件，且這一時期濁流沉積事件發生的主要誘因均被認為是低海平面時期的海平面波動造成陸架上的沉積物不穩定，同時較陡的陸坡為濁流沉積提供了有利地形。

圖 6 南海北部陸坡分段[[30]]Fig.6 Segmentation of the northern slope of the South China Sea[[30]]

另外，有研究表明，神狐海域發育了大量的海底滑坡，且主要發育在水深800～1200 m[35]。因此，推測SH37巖芯內的濁流沉積與海底滑坡相關。其AMS14C測年結果顯示在200～300 cm年齡上老下新，出現地層倒轉現象，進一步證實了研究區內曾經發生過海底滑坡，這是導致濁流沉積的重要原因。

綜合上述因素，我們認為SH37巖芯濁流沉積的主要觸發因素為末次冰期低海平面時期海平面的變化導致陸坡沉積物失穩發生滑坡，進而形成濁流。

4.3 沉積物物源分析

綜合前人研究，南海地區沉積物來源較為復雜，存在多個物質來源，而南海北部陸坡神狐海域的物質主要來源于珠江和臺灣島內河流[36]。珠江雖然是注入南海北部最大的河流，但其每年的輸沙量約為82.87×106t，屬于少沙型河流，且主要向西運輸，而臺灣西南部的高屏溪和曾文溪，雖然流域面積加起來還不及珠江的百分之一，但每年搬運的沉積物卻達67×106t，接近珠江的輸沙量[37-38]。因此臺灣島河流對南海北部沉積物供給的影響不容小覷。

稀土元素具有穩定的化學性質，海洋沉積物中稀土元素的含量主要受控于物源和礦物學特征[39]，受化學風化剝蝕、搬運、水動力、沉積、成巖及變質作用的影響較小，其含量和分布特征是判斷沉積物來源的有效方法[40]，因此常用稀土元素來示蹤沉積物源。

研究區內沉積物的ΣREE平均值為152.55 μg/g，與上陸殼值（148 μg/g）[41]很接近，相對接近中國黃土（171 μg/g）[42]和珠江沉積物（255 μg/g），而與深海黏土[43]（411 μg/g）[21]和大洋中脊玄武巖（36.14 μg/g）[44]相差較大，表現出明顯的“親陸性”，其較高的LREE/HREE也表明其陸源碎屑含量高，這說明SH37巖芯沉積物應該主要來自陸源，即主要通過沿岸河流輸入沉積物。

首先對巖芯不同層位的沉積物進行球粒隕石標準化，不同深度的樣品均具有相似的稀土元素配分模式，均表現為輕稀土相對富集、重稀土相對虧損，具有Eu負異常、無明顯Ce異常的特點（圖7）。說明沉積物的物質來源基本一致。

將研究區樣品的稀土球粒隕石標準化曲線與珠江、臺灣島內河流以及呂宋島北部火山巖的球粒隕石標準化曲線進行對比，發現其與珠江和臺灣河流沉積物具有基本一致的配分模式（圖7a），而與呂宋島北部的稀土元素分布模式有較大差異，說明研究區內沉積物物源可能為既來源于珠江又來源于臺灣島的混合物源。

為了進一步確認研究區沉積物的來源，我們選取了（La/Sm）UCC、（Gd/Yb）UCC以及（Gd/Lu）UCC等稀土元素參數進行計算并投點。結果顯示，在（La/Sm）UCC-（Gd/Yb）UCC散點圖（圖8a）和（Gd/Yb）UCC-（Gd/Lu）UCC散點圖（圖8b）中，SH37巖芯沉積物主要散落在珠江和臺灣河流的范圍內，僅有個別情況落在呂宋島范圍內，且濁流層和正常層位的分布特征并無明顯差異。結合稀土元素球粒隕石標準化曲線，認為SH37巖芯沉積物來源基本一致，一部分來自于珠江，一部分來自于臺灣河流。

圖 7 SH37巖芯稀土元素球粒隕石標準化曲線a.SH37巖芯不同層位沉積物稀土元素球粒隕石標準化曲線，b. SH37巖芯與珠江、臺灣島以及呂宋島北部稀土元素球粒隕石標準化曲線對比圖。Fig.7 Chondrite-normalized REE distribution patterns of the sediments from core SH37a. Chondrite-normalized REE distribution patterns of sediments from different layers of SH37 core, b. Chondrite-normalized REE distribution patterns of sediments from SH37 core, Pearl River, Taiwan River and the north of Luzon.

圖 8 物源判別散點圖Fig.8 Scatter diagrams for provenance discrimination

5 結論

（1）南海北部神狐海域SH37巖芯沉積物類型主要為黏土質粉砂和粉砂，粒度整體較細，分選差，正偏態，峰態中等。根據AMS14C測年、粒度特征、特征元素比值以及C-M圖等綜合分析，在200～300 cm層位內發現濁流沉積。

（2）濁流沉積層粒度較粗，砂組分含量明顯較高，分選更差，EM3端元和Zr/Rb比值在該層相對更高。測年結果顯示濁流層內出現地層倒轉現象。濁流沉積的成因推測為海平面波動或重力作用引起的海底滑坡。

（3）SH37巖芯沉積物物質來源基本一致，一部分來自珠江，一部分來自臺灣河流。