王雪松, 陈忠, 许安涛, 田雨杭1,,4, 曹立, 张斌1,,3,4

1. 中国科学院边缘海与大洋地质重点实验室, 南海海洋研究所, 南海生态环境工程创新研究院, 广东 广州 510301;

2. 三亚中科海洋研究院, 海南 三亚 572024;

3. 中国科学院大学, 北京 100049;

4. 南方海洋科学与工程广东省实验室(广州), 广东 广州 511458;

5. 亥姆霍兹基尔海洋研究中心, 德国 基尔 24148

海洋沉积物受搬运介质、水动力强弱及搬运方式等多种因素控制, 其粒度组成与沉积环境密切相关,在沉积物来源、洋流活动以及古气候、古海流演变研究中发挥着越来越重要的作用(孙有斌 等, 2003; Liu et al, 2016; 赵绍华 等, 2017; Huang et al, 2020)。随着研究的深入, 用全岩样品的粒度组成及其参数作为沉积环境的代用指标, 对物源复杂、沉积动力多变等的沉积环境很难进行准确解释。近年来, 各国学者通过提取和分析陆源碎屑粒度组成, 利用粒级-标准偏差法对碎屑沉积演变过程开展了精细的研究(Boulay et al, 2003; Yang et al, 2008), 为追溯沉积物来源、动力环境、季风演化和海流演变等提供了有效途径(Liu et al,2016, 2017, 2019; 赵绍华 等, 2017), 在对位于大陆和大洋之间边缘海环境的研究中发挥的作用尤为显著(Cao et al, 2015; 石学法 等, 2021)。

南海作为西太平洋最大的边缘海, 在2400m 以深是一个完全封闭的海盆, 以吕宋海峡(海槛深度约2400m)作为深水通道连通太平洋。根据水体的温盐数据推测南海深层水来自于太平洋2000m 左右水层,其来源最终可追踪到南极(王桂华 等, 2020)乃至北大西洋(Chen et al, 2015b)。在季风、海峡水体交换以及复杂地形影响下, 南海孕育了季节性方向转变的环流并具有多涡结构, 呈现出显著的上(表层到750m)、中(750～2400m)、下(2400m 以深)三层环流结构(王东晓 等, 2019)。在千年尺度上, 南海深海环流与全球洋流系统、高纬度冰盖消长、海平面变化、季风环境、区域性构造活动密切相关(翦知湣 等,2020), 同时南海深海环流控制和影响着深海物质搬运、沉积过程、生物地球化学循环及环境资源效应(汪品先, 2020)。

陆源碎屑占南海渐新世以来全部沉积物总量的近80%(黄维 等, 2006)。通过对陆源粘土矿物、碎屑颗粒测试和分析, 并结合地球化学、沉积物磁学、构造活动资料, 前人对南海北部碎屑物质的搬运途径和动力分区(Zhong et al, 2017)、沉积物源-汇(Liu et al, 2016)、陆源物质来源及贡献(Zheng et al, 2016;Liu et al, 2017)、沉积环境演变与碳循环(Wan et al,2020; Zhai et al, 2021)及其与海平面、气候和洋流(Li et al, 2019)的响应开展了大量研究, 并取得了丰硕成果(翦知湣 等, 2020; 汪品先, 2020)。然而, 在末次冰盛期以来南海东北部深海陆源碎屑的沉积演化阶段、底流强度变化和影响因素等方面仍没有深入研究和揭示。

本文通过测定南海东北部16ZBS11 岩心沉积物中陆源碎屑的粒度组成, 利用粒级-标准偏差法提取和分析粒度敏感组分, 并结合文献资料, 通过对比研究, 探讨和揭示末次冰盛期以来陆源物质的粒度特征、演变阶段及其影响因素。

1 区域概况

南海位于亚洲的东南部, 面积约350 万km2(图1),通过台湾海峡、民都洛海峡、卡里马塔海峡、马六甲海峡分别与东海、苏禄海、爪哇海和印度洋相连。南海最大水深5500m, 通过台湾岛和吕宋岛之间的巴士海峡(通道最深处水深约2400m)与太平洋相连,南海在洋、陆间能量物质交换中起着特殊的作用(汪品先, 2020)。

图1 16ZBS11 岩心位置(a)及西太平洋128°E 剖面中深层水团概念模式图(b)图a 基于国家测绘地理信息局标准地图服务网站下载的审图号为 GS(2016)1560 号的标准地图制作, 图中红色五角星为本文研究的岩心站位, 黑色实心圆点为文中提及站位, 包括10E203(Zheng et al, 2016) 、 16602-4(Liu et al, 2017) 和MD12-3428、MD12-3433、MD12-3434(Zhao et al, 2017); 图b参考Wu 等(2015)和Zhong 等(2019), 剖面位置见图a 黑色线Fig. 1 Research station 16ZBS11 (a), and the modern conceptual model diagram of the mid-deep water at the 128°E section of the western Pacific Ocean (b)

早中新世(距今24～15Ma)时期, 台湾岛与吕宋岛之间海槛尚未隆起, 北太平洋中层水(North Pacific Intermediate Water, NPIW)和太平洋深层水(Pacific Deep Water, PDW)可以自由进入南海。中中新世(距今15Ma)开始, 南海海盆扩张停止, 巴士海峡的宽度大幅缩短、海槛不断隆升, 使得南海海盆逐步变为半封闭状态, 此时南海与西太平洋一样,洋盆海水主要来自南大洋的下层南极绕极流(Lower Circumpolar Deep Water, LCDW)。晚中新世以来, 由于巴士海峡的形成与阻隔, 南海深部海水由来自南大洋的上层南极绕极流(Upper Circumpolar Deep Water, UCDW)和来自北太平洋的深层水(North Pacific Deep Water, NPDW)混合而成(翦知湣 等,2020)。然而, 南海深层海水的来源和演变要复杂得多, 自晚上新世北半球冰盖形成(距今约3Ma)以来,海水来源呈间冰期模式和冰期模式(翦知湣 等,2020)。现代观测表明进入南海的太平洋深层水(或部分)可能在冬季来自南边, 在夏季来自北边(田纪伟 等, 2012), 这与从沉积物输运推测的深层流来自北边有所不同(Lüdmann et al, 2005; 邵磊 等,2007)。

吕宋海峡是末次冰期以来南海与太平洋进行深水交换的唯一通道, 特殊的地理位置和形态使得2400m 以深的南海成为完全封闭的海盆(Qu et al,2006)。由于南海具有强烈的混合作用, 使得南海水体密度比吕宋海峡以东的太平洋水体密度要小, 导致入太平洋水体以“深海瀑布”的形式侵入到南海深部, 并形成南海的底层流。由吕宋海峡输入的水体必然要通过上涌的方式来保持南海深层水体体积的守恒。深层水体上涌到中层、上层的方式有多种(王东晓 等, 2019; 王桂华 等, 2020): 在下沉过程中不停地和周边海水卷夹混合, 水团密度变轻, 从而逐渐上升; 太平洋水进入南海后会形成西边界流, 在水平方向上产生压力梯度力, 水体沿着陆坡向上爬升。此外, 大量分布的海山或岛屿, 导致内潮、中尺度涡、深海涡旋混合增强, 进而把深层水往中层甚至上层输送(王桂华 等, 2020)。

在季风、海峡通道以及复杂地形影响下, 孕育了南海季节性环流并具有多涡结构, 产生比西太平洋高1～2 个数量级的混合作用(Tian et al, 2009; 王东晓 等, 2019), 强混合的原因主要归结于内潮、非线性内波、近惯性内波以及复杂地形等因素(王东晓等, 2019)。混合增强了南海深层水平环流和垂向交换(Wang et al, 2017), 携带的源自台湾和其他区域的沉积物释放于深海海盆(Zhang et al, 2014), 并对原有沉积物的再悬浮和输运产生影响(Chen et al,2015a; Jia et al, 2019)。因此, 南海的深层洋流活动不仅维持着南海的热量和淡水平衡, 而且对塑造和改变陆坡区的地形、地貌格局也具有重要的控制作用, 影响着物质搬运、沉积过程及深海碳循环。

2 样品与方法

2.1 样品采集与粒度测试

本次研究的16ZBS11 岩心于2016 年中国科学院南海海洋研究所“实验 1”号在南海中部航次中,用重力采样器采集。研究区位于南海东北部深海洋盆(图1), 其东部直面吕宋海峡, 北部、东北部为珠江冲积扇, 南部为深海平原, 西部为水道密布的陆坡区。研究区直接受西太平洋海水侵入的影响, 混合作用引起的爬坡流和海山引起的深海涡旋对研究区也有影响, 沉积物中的陆源碎屑主要是由底流搬运而来, 并受重力流底部搬运作用影响, 因此可用于古底流演变研究。16ZBS11 岩心站位(117°36'14"E,19°38'27"N)处水深 3038m, 岩心长度 338cm, 以1cm 间隔分割取样, 共获得样品338 个。

对沉积物样品进行前处理, 获得陆源碎屑组分:取适量沉积物样品, 加入30%的双氧水以去除有机质, 加入15%的 HCl 溶液以去除碳酸盐(Dietze et al,2012; Liu et al, 2019; Huang et al, 2020)。由于研究区普遍发育铁锰氧化物, 加入0.3mol·L–1的柠檬酸钠、1mol·L–1的碳酸氢钠和少量硫代硫酸钠, 除去铁锰自生矿物; 加入2mol·L–1的碳酸钠溶液, 除去自生硅质碎屑(李亮 等, 2014; Zhong et al, 2017)。在化学处理后的样品中加入0.05mol·L–1(NaPO3)6以避免粘土矿物发生凝絮作用, 然后测定陆源组分的粒度组成, 共获得338 个样品数据。粒度测试在中国科学院南海海洋研究所完成, 测试仪器为英国马尔文公司Mastersizer 2000 型激光衍射粒度分析仪, 测量范围为0.02～2000µm, 相对误差小于2%。

2.2 AMS14C 测年

南海东北部的浮游有孔虫生活环境单一, 数量丰富, 其壳体是理想的14C 测年物质, 可以满足加速器质谱仪AMS(Accelerator Mass Spectrometry)14C 测试的要求。在分析16ZBS11 沉积物陆源碎屑粒度组成的基础上, 挑选 4 个特征层位的有孔虫开展AMS14C 测年。 浮游有孔虫是挑选单种Neogloboquadrina dutertrei的洁净个体, 样品量不足时挑选有孔虫混合种, 混合种挑选顺序为Globigerinoides ruber、Globigerinoides sacculifer单种, 每个测年样品的重量不少于15mg。

AMS14C 测定在美国Beta Analytic 实验室完成。通过Calib 8.20 校正程序Marine20 曲线(Heaton et al,2020), 把AMS14C 年龄校正为日历年龄。

2.3 粒度数据处理

沉积物粒度的分布反映两种沉积过程: 1) 不同粒度组分在不同搬运动力作用下的物理混合、分选和重新分布; 2) 同一粒度组分在输运过程中, 随着搬运距离和动力条件的变化而产生的选择性沉降(Gao et al, 1994)。常用指标是各粒组含量及平均粒径(Mz), 中值粒径(Md), 分选系数(σi), 偏态值(SKI)和峰态值(KG)等参数, 均可通过福克-沃德法(Folk et al, 1957)计算获得。

利用粒级-标准偏差法提取样品中对环境变化敏感的粒度众数(Boulay et al, 2003; Yang et al, 2008),即提取样品粒级组分的信息, 计算各组分的标准偏差, 找出对应的粒级(孙有斌 等, 2003), 如众数值、分布范围和含量等, 进而探讨各参数指示的沉积环境意义。本文利用粒级-标准偏差法, 将标准偏差值最大的粒级作为环境敏感因子, 同时提取出其百分含量和显著变化的粒度曲线, 用以分析研究区的沉积环境演化。

在分析粒组含量的同时, 获取对底流敏感的粒径为10～63μm 的可分选粉砂含量(Sortable Silt, SS),并计算其相对含量(SS%=V(10～63)/V(0～63)×100%,V为对应粒径的组分含量)和平均粒度(S) (McCave et al,1995; Hall et al, 2001, 2003), 将作 为底流强度指标。

3 结果与分析

3.1 年龄框架及沉积速率

对 16ZBS11 岩心 4 个层位的有孔虫进行AMS14C 测年, 经Calib 8.20 程序校正至日历年龄,结果见表1。16ZBS11 岩心各测年点之间的年龄利用线性内插法得到, 底部年龄则用线性外推法获得,为22.39ka BP。末次冰盛期一般限定为19～23ka BP(Mix et al, 2001), 因此16ZBS11 岩心较完整地记录了南海东北部末次冰盛期以来的深海沉积环境信息。岩心的年代剖面用贝叶斯堆积模型建立(Blaauw et al, 2011), 结果见图2。

表1 16ZBS11 岩心的AMS14C 测年结果Tab. 1 AMS14C radiocarbon dates for samples from core 16ZBS11

由图2 可知, 16ZBS11 岩心各段的沉积速率分别为5.79cm·ka–1(0～10cm)、8.84cm·ka–1(10～60cm)、14.13cm·ka–1(60～162cm)和22.60cm·ka–1(162～280cm)。末次冰盛期以来, 该岩心沉积速率呈逐渐降低趋势,反映了南海北部末次冰盛期以来沉积物沉积速率明显高于全新世沉积速率的变化特点(黄维 等,1998)。南海北部沉积物沉积速率随水深增加呈现复杂的变化特征, 与周围岩心沉积物沉积速率相比(图 1、图3), 除岩心MD-3434(水深2995m)外,16ZBS11 岩心各阶段沉积速率均较其他岩心要低。陆源物质供给、海洋初级生产力以及陆源碎屑和海洋生源物质的相互稀释作用, 共同影响了南海北部深水沉积物的堆积过程(Zhao et al, 2017)。因此, 对岩心的陆源碎屑开展重点研究是揭示陆源物质来源、动力环境和海流演变的基础。

图2 16ZBS11 岩心校正年龄和年龄深度模型图中实线为沉积速率曲线, 虚线内阴影区为误差范围Fig. 2 Calibrated 14C dates and the age-depth model for core 16ZBS11

图3 16ZBS11 岩心及其周边站位的沉积速率对比16ZBS11 为本文数据, 10E203 据Zheng 等(2016), 16602-4 据Liu等(2017), MD12-3428、MD12-3433、MD12-3434 据Zhao 等(2017)Fig. 3 Sediment accumulation rates of core 16ZBS11 and nearby sites 10E203 from Zheng et al (2016), 16602-4 from Liu et al (2017), and MD12-3428, MD12-3433 and MD12-3434 from Zhao et al (2017)

3.2 陆源碎屑粒度组成与沉积环境判别

16ZBS11 岩心位于南海的碳酸钙补偿深度(Carbonate Compensation Depths, CCD; 南海北部CCD 约为3700m)(张兰兰 等, 2010)以上, 沉积物呈灰色至灰褐色, 以陆源碎屑为主, 含有一定数量的碳酸盐及少量的蛋白石、有机质等物质。测定样品的陆源物质由粉砂、粘土及少量的砂组成, 所有样品中均含有粉砂和粘土。粉砂变化范围为57.76%～ 70.84%,平均值为 64.34%; 粘土含量较粉砂少, 范围为28.99%～42.24%, 平均值为35.49%; 砂仅在207 个样品中出现, 含量为0.01%～1.63% (表2)。粒度分布曲线均为单峰态, 分选系数为1.15～1.43, 表示分选较差; 偏态值均为负, 表示峰偏向细粒度一侧; 峰态值为1.08～1.15, 属于中等(0.90～1.11)或尖锐(1.11～1.56)形态。陆源碎屑的分选性较差、负偏以及中等至尖锐的峰, 说明陆源碎屑的来源多源, 其水动力环境和输运途径复杂。

南海深海陆坡发育着大量与浊流有关的侵蚀和沉积地貌, 浊流可引发深海风暴(刘志飞 等, 2020),并且可使沉积物作较长距离的搬运, 最终被分散堆积到深海平原的不同部位(钟广法 等, 2020)。粒度累积曲线上1%处对应的粒径(C值, 代表水动力搅动并开始搬运的最大能量)和累积曲线上50%处对应的粒径(M值, 代表水动力的平均能量)是判别沉积环境的有效方法(Passega et al, 1957, 1964)。在C-M 图上(图 4), 16ZBS11 岩心的陆源碎屑主要位于静水悬浮沉积区域, 回归的曲线与C=M线不平行,表明牵引流沉积或浊流沉积对陆源碎屑沉积的影响不大。因此, 16ZBS11 岩心是典型的深海沉积, 记录了沉积物来源、动力环境、搬运途径以及影响因素等重要环境信息。

图4 16ZBS11 岩心陆源沉积物C-M 图图中1 为牵引流沉积, 其中的NO 段代表滚动颗粒组成, OP 段以滚动搬运为主, PQ 段以悬浮搬运为主, 但含有少量滚动搬运组分, RS 段为均匀悬浮, QR 段为递变悬浮沉积; 2 为浊流沉积;3 为静水悬浮沉积; 菱形点为16ZBS11 岩心中陆源碎屑的C-M值投点Fig. 4 C-M plot of terrigenous sediments of core 16ZBS11

研究站位处的水深超过3000m , 地势较为平坦,本文认为重力流、波浪、潮汐、风暴潮、近岸流、涡旋等将沉积物搬运至远岸后, 再经等深流、斜坡流的搬运或从水柱中沉降和沉积, 因此南海东北部深水区沉积物的搬运距离远近及最终沉积位置取决于深海底流的强度及搬运能力。

3.3 沉积演化阶段的划分及特征

沉积物粒度由搬运介质、搬运方式及沉积环境等因素综合控制(Sun et al, 2002), 这些因素和特点必然会在沉积层的粒度性质中得到反映。根据16ZBS11 岩心的粘土、粉砂、砂含量以及粒度参数如分选系数、偏态等的变化, 将16ZBS11 岩心陆源碎屑的沉积环境演化划分为3 个阶段(图 5), 各阶段的粒组含量及参数特征见表2。

图5 16ZBS11 岩心沉积阶段划分及变化特征峰态变化曲线中的竖直虚线代表中等和尖锐的分界线(KG=1.10), 横向黑色粗实线为阶段Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ的分界线Fig. 5 Sedimentary stages and change characteristics of core 16ZBS11. The vertical dashed line in the kurtosis curve represents the medium and sharp dividing line (KG=1.10)

表2 16ZBS11 岩心的陆源碎屑粒度组成及各阶段粒度参数特征Tab. 2 Terrigenous detrital grain size composition of core 16ZBS11 and characteristics of grain size parameters at each stage

阶段 Ⅰ: 338～194cm(22.39～16.02ka BP), 粘土含量逐渐增加, 相反粉砂含量逐渐减少, 砂在本阶段层位均有出现, 但含量较低。中值粒径和平均粒径均减小, 但减小速度缓慢, 分选系数、偏态、峰态基本保持不变, 表明此阶段陆源碎屑的来源和动力环境变化缓慢, 动力强度具有逐渐减弱的趋势。

阶段 Ⅱ: 194～91cm(16.02～9.58ka BP), 粘土含量快速增加, 最高值达41.73%, 而粉砂快速减少,最低值达58.28%, 砂含量震荡变化直至在某些层位不出现。中值粒径和平均粒径均快速减少, 分选系数、偏态、峰态呈波动减少趋势, 且部分层位出现快速波动, 分选系数和偏态均出现最小值, 表明此阶段的沉积环境演化延续阶段Ⅰ, 但出现的震荡变化反映了受各种不同因素的影响。

阶段 Ⅲ: 91cm 至顶部(9.58ka BP 以来), 粘土经历由多变少再到恢复的过程, 粉砂含量变化则与粘土的含量变化相反, 砂呈由无到增多后减少的变化,但砂含量整体仍较低。中值粒径和平均粒径表征的颗粒均呈由细粒变粗粒再转为细粒的变化, 表明陆源碎屑粒径经历了由极小值变化到极大值再逐渐恢复变小的过程。

3.4 敏感性粒度组分及底流搬运强度指标

由于物质源区、搬运介质及其搬运能力(动力条件)等因素的变化, 某一地点的沉积序列往往是由多种不同的沉积组分共同沉积而成。对于粒度来说,并非所有的粒级组分都对环境敏感, 如对水流流速敏感组分的粒度范围可能很小, 所以需要判别沉积物中可能包含的多个粒级组分的沉积学意义。从多组分混合沉积物中分离出每一单组分的含量或众数值, 才有可能更深入地探讨粒度组分所对应的沉积环境变化及动力过程(孙有斌 等, 2003)。

采用粒级-标准偏差法对16ZBS11 岩心338 个粒度数据进行分析, 获得了陆源碎屑组分中每个粒级组分的标准偏差随粒级组分的变化曲线, 不同粒级的标准偏差变化均呈现出2 个峰值(图 6), 粒径分别为4.47µm 和17.78µm。将峰值前后相邻的两个粒级范围作为敏感组分的区间, 范围分别为 3.98～5.01µm 和 18.85～19.95µm, 分别命名为极细粉砂组分(S1)和中粉砂组分(S2)。S1 受控于底流动力相对较弱的搬运沉积, S2 属于对底流敏感的10～63μm 可分选粉砂范围, 表征底流动力相对较强的搬运沉积。两个敏感粒级组分的含量随时间变化的趋势如图7 所示, 粗粒S2 的标准偏差较细粒S1 稍大, 说明粗颗粒比细颗粒对于环境的变化更为敏感。

图6 16ZBS11 岩心陆源碎屑的粒级-标准偏差分析Fig. 6 Grade-standard deviation analysis for terrigenous debris grain size of core 16ZBS11

从图7 可看出, 敏感组分S1 和S2 的变化正好相反, S1 的变化与粘土含量变化相似, 而S2 的变化则与粉砂含量变化趋势相近; S1 与S2 的含量变化趋势关系式为S1=-1.01S2+21.55(式中S1、S2分别为敏感组分 S1、S2 的含量), 相关系数R²=0.98。16ZBS11 岩心的陆源碎屑粒度表现为单峰分布, 但粒级-标准偏差提取出的敏感组分 S1和S2 的变化趋势却刚好相反。由于S1 和S2 两个敏感粒级组分分别对弱和强两种动力的底层流最为敏感, 因此可以根据Prins 等(2002)提出的对数比值Slog来衡量南海北部底层流强度的相对变化(图 8), 其计算公式为Slog=lg(S2/S1)。Slog值越大,代表底层流强度越强, 对粗颗粒的搬运能力也就越强, 反之亦然。

图7 16ZBS11 岩心的敏感粒级组分及底流搬运强度指标图中的Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ为沉积阶段; Holocene: 全新世; PB: 前北方期; YD: 新仙女木期; B/A: 布林-阿勒罗德期; H1: 海因里希事件1 期;LGM: 末次冰盛期; 彩色曲线为5 点移动平均值Fig. 7 Sensitive grain fractions and bottom-current transport intensity index of core 16ZBS11. Ⅰ, Ⅱ, and Ⅲ indicate sedimentary stages. PB, YD, B/A, HS1, and LGM refer to Preboreal, Younger Dryas, Bølling-Allerød, Heinrich Stadial 1, and Last Glacial Maximum identified in core 16ZBS11, respectively. The color curves are five-point moving average curves

4 讨论

4.1 海平面变化对深海沉积的强烈控制作用

吕宋海峡是南海与太平洋进行深水交换的唯一通道, 特殊的地理位置和形态使得2400m 以深的南海是完全封闭的海盆(Qu et al, 2006)。由于海平面、气候、洋流、构造均对沉积环境产生深远影响, 与大陆架和大陆坡相比, 深海盆由于叠加了表层水、中层水以及涡旋等水团的搬运和沉积效应, 因此重建南海深海洋盆深水演变和沉积环境的难度更大。南海北部在末次冰盛期即最低海平面期间,古海岸线距现今海岸线约 170km(王树民 等,2001)。那时大陆架完全出露, 古海岸线退至大陆架转折线或低于大陆架转折线, 河流河口离深海近, 大陆架侵蚀作用强, 重力流、斜坡流以及内波发育(Wang et al, 2020), 大量粗颗粒的大陆架沉积物质被直接剥蚀并搬运到峡谷、陆坡和深海盆地。

南海北部深海陆源碎屑主要来自华南大陆、台湾岛和吕宋岛(Wan et al, 2007; 刘志飞 等, 2010;Liu et al, 2016; 李平原 等, 2020), 火山物质极少且具较短的时段性, 因此对深海沉积的影响作用可忽略。在末次冰盛期, 16ZBS11 岩心中可分选粉砂的平均粒径(S──S)指示的深海底流强度较强(图8e), 与南海北部10E203 岩心的环境磁学指示底流强度较强的特点相一致(图8f)(Zheng et al, 2016), 此时南海海平面比现今海平面低约120m(图8g)。

图8 南海北部海平面变化及底流强度指标对比图a—c 分别代表16ZBS11 站位陆源碎屑粉砂、粘土、砂质组分的百分含量, 图d 为16ZBS11 站位底流搬运能力, 图e 为16ZBS11站位底流强度, 图f 为10E203 站位底流强度(Zheng et al, 2016), 图g 为全新世以来南海海平面变化曲线[修改自Liu 等(2017)]Fig. 8 Comparison of sea-level changes and bottom-current transport intensity index in the northern SCS

末次冰盛期以来, 随着海平面上升, 大陆架逐渐被淹没, 海岸线逐渐后退。底流强度随之逐渐降低, 与强底流相关的S2 含量也逐渐减少, 而对弱底流敏感的S1 含量则逐渐增加, 两者呈相反的变化趋势(图7)。当海平面上升到-20m 时(9.58ka BP), 粘土含量增加至最大值, 粉砂减少至最小值, 砂则减少至无。底流强度和搬运能力(Slog)随海平面变化减弱到最低值。这主要是由于海平面上升, 华南陆源碎屑搬运至研究站位的距离增大, 重力流作用减弱, 陆坡断面上陆源粗碎屑含量及其堆积速率显著减少, 粗颗粒组分含量减少, 细颗粒组分含量增加。陆源碎屑仍然来自于华南大陆、台湾岛和吕宋岛,但各地贡献率发生了变化, 总体是珠江来源减少,台湾岛来源增加, 吕宋岛来源基本不变(刘志飞 等,2010; Liu et al, 2016)。南海深海底流强度的这种变化与北部陆坡区底流强度的变化相似(Zheng et al,2016), 表明深海底流的演变和沉积效应受海平面变化强烈控制。这与赵绍华等(2017)对深水沉积和堆积速率研究的结果相一致。

进入全新世以来(9.58ka BP 以来), 随着海平面缓慢上升至高点后回落到现今的位置, 砂出现从无到有的变化, 但含量仍然很低。粉砂和粘土含量仍然呈反相关变化, 但粉砂含量与海平面变化由负相关变为正相关, 粘土含量与海平面变化则由正相关变为负相关, 且出现砂级碎屑沉积,S1、S2和、Slog也出现相似变化。但是这些变化与海平面变化的相关性不显著, 变化趋势协调性差。9.58ka BP 以来出现的这种巨大转变, 说明全新世以来的南海北部深海碎屑沉积受海平面波动的影响较小或不受海平面变化的控制, 而受其他因素影响和控制的作用则增强。

4.2 南海与印度洋的连通对底流强度与搬运能力的影响

南海的边缘海属性决定了南海连通状况的变化对南海深海沉积影响的复杂性, 通道改变制约着水体交换和物质输运。在末次冰盛期时, 进出南海的水体通道主要为吕宋海峡、民都洛海峡和巴拉巴克海峡, 但民都洛海峡、巴拉巴克海峡狭窄, 对南海水体能量交换和物质输运的作用非常有限。由图8 可知, 末次冰盛期以来, 16ZBS11 岩心处的底流强度和搬运能力Slog演变趋势相同, 但不重叠, 且在阶段Ⅰ对粗粒物质的搬运能力比在阶段Ⅱ和阶段Ⅲ对粗粒物质的搬运能力要强。在16.02ka BP, 即南海海洋平面升至约-90m 后, 底流强度和搬运能力Slog趋于同步变化, 本文认为这可能与南海-印度洋的贯通有关。

在末次冰盛期, 南海海平面比现在低约120m,巽他陆架、南海北部大陆架及台湾海峡均出露成陆,南海与外洋的水体、能量和物质的交换主要通过吕宋海峡实现。当海平面上升至-90m 时, 冰期时出露成陆的巽他陆架(当时大部分区域的高程小于75m)逐渐海侵成海(李丽 等, 2017), 南海与印度洋的流通通道被打开, 此时与大洋环流系统关联的南海贯穿流初步形成(Hanebuth et al, 2000)。在巽他陆架,海洋过程增强, 地貌格局开始重构(Hanebuth et al,2000), 导致末次冰盛期的南海封闭环流结构演化成与印度洋连通, 从而影响南海的洋流活动及沉积环境(王东晓 等, 2019)。

与白云凹陷峡谷内由浊流及底流搬运后混合沉积下来的沉积物不同(Wang et al, 2020), 在16ZBS11 中没有发现浊流沉积(图4), 因此该岩心以底流搬运沉积为主。来自华南大陆和台湾岛的陆源碎屑在重力流和侧向等深流作用下, 被搬运到研究区沉积。由于表层强流经过海山时尾流产生的深海涡旋和内波, 增强了深层水的混合和动力搬运能力, 对深海沉积物的再悬浮和输运产生影响(Chen et al, 2015a; Jia et al, 2019)。本文推测16.02ka后, 南海与印度洋开始连通, 太平洋深水进入南海后边界流的水体交换作用增强, 导致深海涡旋强混合的作用相对减弱, 深海涡旋底流强度降低, 同时海平面上升使华南大陆陆源碎屑到达研究区站位的距离增加, 搬运能力减弱且与底流强度趋于同步变化。

4.3 台湾海峡的贯通及其对深海沉积的影响

进入全新世后(～11.5ka BP), 南海海平面由–60m 开始快速上升, 约在6.7ka BP 时上升到近似现今海平面的位置(6.7ka BP 以来仅上升了4m)(Wang et al, 2020), 平均水深60m 的台湾海峡与南海开启了快速连通模式。由图 8 可知, 在9.58ka BP 时海平面上升到-20m, 16ZBS11 岩心的沉积物发生了颠覆性变化, 粘土不再随海平面上升而增加, 而是反转为减少趋势。与粘土含量变化相反, 粉砂含量在9.58ka BP 时减少至低点, 然后随海平面上升而升高, 至高点后下降回落到现今位置。值得注意的是, 在约5ka BP 时重新出现了砂沉积。陆源碎屑组成的变化表明, 海底底流强度和搬运能力发生了转变, 由末次冰盛期至9.58ka BP期间对海平面上升呈负相关的响应转变为对海平面上升呈正相关的响应。

本文推测在9.58ka BP 海平面上升到-20m 时,在11.5ka BP 已与东海开启了连通的台湾海峡的水深达到了一定深度。由于台湾海峡的贯通以及南海与印度洋的连通作用增强, 南海水体、能量交换方式发生改变, 台湾海峡相关的风生环流形成(蓝东兆等, 1993)。黑潮通过吕宋海峡进入南海并北上穿越台湾海峡(Zheng et al, 2016), 原来在现今大陆架以下的内波、涡旋等中小尺度的海洋过程, 转移到了大陆架区发生并发挥影响作用(Wang et al, 2020),频繁出现的冷涡和暖涡的变化也对深海沉积产生影响(Liu et al, 2016)。

因此, 随着海平面的上升, 在海峡水体交换作用增强、复杂地形影响和内波、涡旋作用下, 南海环流呈现出独特的三层结构以及远强于大洋的混合特征。大陆架内波、冷涡和暖涡的变化加深了对原有沉积物的悬浮和搬运作用, 可将粗颗粒物质搬运到深海区后再沉积。中层流(350～1500m)和深层流(>1500m)强度逐渐增加, 也可将台湾岛、吕宋岛的粗粒碎屑搬运到海盆深水区(Liu et al, 2016)。因此,16ZBS11 岩心在5ka BP 以来的沉积中又开始出现砂级陆源碎屑(图8)。同时, 深海沉积的沉积过程由受海平面变化控制转变为受海洋过程控制, 然而对于台湾海峡的贯通对大陆架海洋过程及其对深海沉积的影响机制还需深入研究和模拟揭示。

5 结论

本文测定了南海东北部深水区16ZBS11 岩心沉积物中陆源碎屑的粒度组成, 利用粒级-标准偏差法提取了粒度敏感因子, 并对陆源碎屑的沉积阶段及影响因素开展了研究, 获得以下认识:

1) 16ZBS11 岩心是典型的深海沉积, 沉积速率为5.79～22.60cm·ka–1, 自末次冰盛期以来逐渐降低,但总体较陆坡区同时代沉积物的速率要低, 记录了南海东北部深水区沉积物环境的演变及影响因素等重要信息。

2) 陆源碎屑以粉砂、粘土为主, 含少量的砂,粉砂含量为 57.76%～70.84%, 粘土含量较粉砂少,为28.99%～42.24%。粒度分布均为单峰, 分选较差,呈负偏态, 峰态为中等至尖锐。据此可将沉积环境演化划分为3 个阶段, 分别为22.39～16.02ka BP、16.02～9.58ka BP、9.58ka BP 至今, 各演化阶段中粘土和粉砂均呈相反变化趋势。

3) 海平面变化是深海沉积的重要影响因素,研究区的底流强度和搬运能力自末次冰盛期以来逐渐降低, 16ka BP 后两者趋于同步变化。在16ka BP时南海与印度洋的连通以及在～11.5ka BP 后南海与台湾海峡的快速连通, 均影响了南海北部的海洋过程。特别是9.58ka BP 以来, 南海北部海洋混合方式和强度的改变, 深刻影响了南海深海陆源碎屑的输运及沉积演化。