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20世纪80年代以来，科学家用“全球变化”一词来描述一系列规模和影响范围都明显具有全球性的地球环境变化。
对于全球气候变化的证据有很多，如全球大气CO2浓度的增加、地球平流层臭氧的损耗和空洞的形成等，尤以深海氧同位素为最。人们利用数百万地质年代史中堆积于深海的、数以百米厚计的沉积物岩心样，包括如有孔虫、放射虫、钙板藻、硅藻等浮游或底栖生物的无机物壳体、陆地之河流或空飘搬运的细泥或微尘以及海水中沉淀生成的矿物等，研究推论海洋的物理化学演变与动力机制，重建全球古气候变化序列。
由于同位素的分馏作用使两极冰川富16O，海水则富18O。故冰期由于大量淡水被圈闭在冰川中，而使残留海水的18O/16O比值上升，即δ18O增大；相反，在全球温度上升时，由于冰川融化和淡水加入，使海水的18O/16O比值下降，δ18O减小。这样，连续沉积的深海碳酸盐的氧同位素组成便记录了全球古气候的演化特征。对世界范围内大多数钙质沉积物进行的氧同位素研究得到的一个重要结论就是其氧同位素变化均类似，从而构成了一个可在全球范围内进行对比的氧同位素地层（图7-17），其周期变化见图7-18。
图7-17 深海氧同位素分析数据来源的钻孔位置分布图
（据Lorraine E.Lisiecki et al.，2005）
+—深海钻探计划（DSDP）和大洋钻探计划（ODP）；◆—Geo B；○—其他
图7-18 未扰动的海洋堆积的频谱强度图
（据B.K.Daniel et al.，2002）
与预期轨道频率对应的周期数以箭头表示，频率最大峰值在0.01周期/ka处，对应的周期为100ka
从深海岩心的氧同位素分析结果可知（B.K.Daniel et al.，2002）：0.8 Ma以来极区到热带西太平洋的气候大致具备相似的形式，有0.1 Ma级的长周期与41ka和22ka级的短周期变化（图7-18），每段周期变化都包含高温到低温、干燥到潮湿的循环来源:https://faithandyoung.com/cshi/202412-3010.html。这与太阳辐射入射量分布与全球温室气体减少有关，在高纬度地区，太阳辐射量较少，气温就会较低。
古气候因素对湖盆沉积层序发育的影响
如前所述，多数人还是把 2. 6MaB. P. 作为第四纪的开始，即高斯正极性时与松山反极性时的分界。早更新世的结束时间为 0. 78MaB. P. ，即松山反极性时与布容正极性时的分界。
无论是来自海洋，还是来自陆地的沉积物、氧同位素、生物化石等资料都表明，在2. 60MaB. P. 前后全球发生了明显的降温事件，标志着第四纪的开始。在我国的西北地区，标志着冬季风盛行、气候寒冷的黄土从这个时候开始堆积，它显然不同于下伏的上新世 “红土”土状堆积所反映的气候来源:https://www.faithandyoung.com/cshi/202501-7760.html。这种沉积物类型的显著转变就是地表环境巨大变化的表现，除与全球降温有关外，还受青藏高原在这个时期快速隆升的影响(青藏运动 B); 在我国的西部地区，从松山反极性时开始，广泛发育一套山麓相堆积，如西域砂砾层、酒泉砾石层、冈巴砾石层等，砾石层中的孢粉组合显示了干旱、寒冷的植被面貌; 在山西的榆社盆地，从 2. 30MaB. P.开始植被发生了明显的变化，喜暖的植物基本退出该区，取而代之的是喜干的草原或稀疏草原植被; 在哺乳动物群方面，上新世的一些喜暖动物消失或向南迁移，在我国北方出现了凉干草原型的动物群。在北半球，北极冰盖扩展，山地冰川广泛发育也是从 2. 60MaB. P. 开始的; 对西太平洋深海钻孔的微体生物化石研究发现，自 2. 6MaB. P. 以来，西太平洋经历了一次重大的变冷事件，冬、夏季降温幅度分别达 7 ～8℃和 2 ～3℃，以 2. 4 ～1. 0Ma B. P. 之间为最高峰;在北美，根据冰碛物的研究，第一次寒冷期开始于 2. 80MaB. P. ，于 2. 40MaB. P. 前后达到高峰，结束于 2. 20MaB来源:https://faithandyoung.com/cshi/202501-3069.html. P. ; 墨西哥湾的第一次寒冷期也是这个时候开始的。上述种种证据表明，在 2. 60MaB. P. 前后的确发生了强烈的降温事件。
图 11-12 黄土、深海沉积物显示的早更新世气候波动(据 Ding 等，2002，有修改)
在早更新世，除了较前一个时期降温外，还存在显著的波动，我国的黄土堆积、山岳冰碛物、深海沉积物都很好地记录了气候波动的特点(图 11-12)。我国早更新世的黄土很厚，由26 层黄土层(L33—L8)和 26 条古土壤(S33—S8)交替构成，记录了黄土高原 26 次的气候旋回，并与深海的氧同位素具有很好的对比关系(图 11-12)。在阿尔卑斯山地区，存在拜伯、多瑙、贡兹三次冰期和三次间冰期的气候旋回。在北美和北欧地区，同样也发育三次冰期与间冰期的气候旋回(图 11-13)。在中国，冰碛物记录不全，冰期和间冰期的划分不如欧洲和北美详细。在冰期，气温显著下降，北半球的中纬度地区，气温下降的最大值为 9 ～13℃。在中欧地区，冰期时的气温下降量达15～16℃，与间冰期的温度差可达 17～18℃。而在南欧地区，冰期气温的下降值不超过 5～7℃。尽管冰期寒冷，但间冰期的北欧地区的气温高于现今2～4℃ ，我国东部地区高于现今 5℃ 左右。
根据我国的气候变化特点，早更新世的气候演化大至上可以划分为早、中、晚三个时期，每个时期都包含了冰期和间冰期的交替。
早更新世早期(2. 60～1. 60MaB. P. )，相当阿尔卑斯山地区的拜伯冰期和部分的拜伯-多瑙间冰期。这个时期的气候总体以寒冷为主，但早期寒冷，晚期转暖。受全球降温的影响，我国西部和北部地区气温明显较上新世低，而且也变得更为干燥，造成一些北方地区的哺乳动物向南迁移，黄土高原形成午城黄土下部; 西部山区可能出现冰川活动，而山麓地带形成类磨拉石堆积; 在东部地区，晚期出现海侵; 而华南地区，气候仍温暖湿润。
图 11-13 北欧第四纪气候旋回(据 Zogwjin，1979; 转引自曹伯勋等，1995; 有修改)
早更新世中期(1. 60～1. 20Ma B. P. )，相当阿尔卑斯山地区的部分拜伯-多瑙间冰期、多瑙冰期和多瑙-贡兹间冰期。这个时期的气候以温暖为主，并夹有冰期气候的波动，是早更新世最为温暖的一个时期。当时华北地区的气温较现今高出数度，南方地区的哺乳动物向北迁移到达黄土高原，并生存到早更新世晚期。北京一带生长有栎林，哺乳动物群具有南方的成分。在黄土高原形成午城黄土的上部。在冰期，青藏高原出现小规模的冰川活动。
早更新世晚期(1. 20 ～0. 78Ma B. P. )，相当阿尔卑斯山地区的贡兹冰期和贡兹-民德间冰期。这个时期又是剧烈的降温，气候寒冷。在华北平原的北部出现冻土地貌(古冰楔)，当时降温达 17℃之多。在黄土高原形成离石黄土的下部，粒度明显较午城黄土粗，说明冬季风的加强，当时的气温比现今低 8～9℃。在寒冷气候的影响下，前期迁移到黄土高原的南方动物在返回的途中，受秦岭地理屏障的影响，在黄土高原的东南隅灾难性死亡(公王岭动物群)。东部平原生长暗针叶林，山地可能出现冰川活动，云南高原出现了华北地区的哺乳动物成员。这个时期中国气候带格局与上新世不同的是东西出现差异，寒冷气候带扩大，温热气候带缩小(图 11-14)。
南海西部深海平原SA-岩心浊流沉积特征
沉积层序的发育和内部构成特征受到盆地的构造作用、湖平面变化、沉积物供给，以及气候条件等因素的控制。而湖平面和沉积物供给速率的变化又与气候条件的变迁密切相关。在陆相盆地中，除构造作用外，气候的变化对盆地沉积充填的影响显得尤为重要。
2.2.2.1 古气候变化对湖平面和沉积体系域构成的影响
气候变化是海或湖平面变化的重要控制因素。全球气候变化可引起冰盖的消长，从而导致海水体积和海平面的变化。气候变化对湖平面的影响可能更为明显，因为湖泊水体比海洋小得多，受气候变化的影响远比海洋大。湖平面变化常表现为湖泊水体的整体扩张或萎缩。气候条件是影响湖泊水量和水位变化的重要因素。气候的变化对大气降水量和湖泊水体的蒸发量有很大影响。气候干旱能引起湖泊水体的大量蒸发，水位降低甚至整体干涸；而气候潮湿，湖泊供水量充沛，湖平面相对上升。特别是闭流湖盆，气候条件的变化对湖盆水体的蒸发量和湖平面的升降有更直接的影响。因此，干旱、非干旱气候条件的周期性变化，就可能引起湖平面、沉积物供给和沉积物类型的变化，对湖盆沉积充填和层序发育演化起到重要的控制作用。
古气候条件在地质演化历史中的变迁对盆地充填的沉积物类型产生了深刻影响。在不同的气候条件下，地表具有不同的蒸发量和降雨量，干湿度、植被条件和地球化学环境等有明显差异，从而使风化剥蚀、搬运和沉积物堆积过程等均有很大的差别，导致沉积物类型的不同。大量研究表明，气候变化与构造作用是控制沉积层序和沉积体系发育分布及内部构成的最重要因素。不同气候条件下相同的沉积体系具有显著差异的沉积相构成。比如，干旱条件下的冲积扇与潮湿气候条件下的湿地扇的沉积构成就明显不同，前者含有大量的泥石流沉积，而后者缺少并以发育辫状河沉积为主。Carroll等（1999）对近代大量湖泊沉积进行了研究，提出以气候变化和构造作用为控制因素的湖盆充填的成因分类，以红层、蒸发盐沉积为主的干旱盐湖盆与潮湿、半潮湿条件下的湖盆充填具有显著的差异来源:https://www.jjbbk.com/cshi/202501-25794.html。
干旱气候条件下常发育浅湖盆沉积充填（图2.9）。在盆缘断裂控制的陡坡带，主要发育冲积扇或浅水扇三角洲、风成砂丘、湖相泥岩和蒸发岩沉积；而缓坡带主要发育浅水的河流三角洲和风成砂。气候条件高频的周期性变化导致湖平面和沉积体系域的变化。高位体系域由浅水扇三角洲或河流三角洲和湖相泥岩组成；低位体系域则发育冲积扇、河流、风成砂以及蒸发岩沉积。
图2.9 Fundy型干旱浅湖盆沉积充填样式
（据Olsen等，1991）
2.2.2.2米兰科维奇天文周期与高频的沉积旋回
米兰科维奇周期（Milankovitch cycle）是20世纪初期由南斯拉夫学者Milankovitch提出来的。由于地球轨道力的周期性变化，使地球接受的日照量发生变化，从而导致气候条件的周期性变化。地球轨道力的周期性变化包括三个方面，即偏心率（e）、地轴倾斜度（ε）和岁差（p）（图2.10）。
图2.10米兰科维奇周期反映的三种天文参数
地球轨道的偏心率是指地球轨道偏离正圆的程度，在0.005～0.06之间变化，其周期约为10万年。偏心率是指地轴倾斜度的变化。地球倾斜度为黄道面与赤道面之间的交角，变化范围在22.1°～24.5°之间，约以4万年为周期，主要影响年内季节长短的变化。赤黄交角越大，则季节之间的温度差异越大。岁差是地球自转轴环绕黄道面垂直轴旋转一圈的时间，实际周期约为1.9万～2.3万年。岁差与地球公转轨道共同决定了地球近日点的时间。
米兰科维奇天文周期的变化引起地球日照量的周期性变化，从而引起气候的周期性变化。这种周期性的气候变化引起极地冰盖层的消长，从而导致海水体积和海平面的周期性变化。对深海沉积物中碳、氧同位素等的研究广泛证实了最近2Ma以来米兰科维奇周期的存在，并表明米兰科维奇周期对大陆冰川的消长和海平面变化产生重要的影响。
大量研究表明，海或湖平面升降和高频的沉积旋回的形成与米兰科维奇天文周期导致的海或湖平面的变化有关（Berger，等，1984；Olsen等，1986；Talbot等，1988，1989；Anadon等，1991）。许多盆地沉积充填中识别出的四级（0.08～0.5Ma）、五级（0.03～0.08Ma）的沉积旋回或层序，广泛被解释为米兰科维奇天文气候周期引起的气候变化的结果（Reading等，1996）。Andrew等（2003）通过对北欧和印度白垩系含菊石的海相沉积对比研究，识别出与米兰科维奇的地球轨道偏心率周期性变化有关的沉积层序，并认为具有全球对比意义。
许多研究表明，湖盆充填中的一、二级层序往往与构造沉降速率的变化有关；而部分三级和四、五级层序的发育则主要与气候变化引起的湖平面变化有关。如Anadon等研究了西班牙中新世的湖盆层序结构时认为，一、二级的湖泊扩展旋回主要与构造作用有关，而四、五级的沉积旋回应与气候变化有关（图2.11）。
图2.11 西班牙中新世的Rubielos de Mora湖盆层序格架及控制因素来源:https://faithandyoung.com/cshi/202412-2841.html
（据Anadon等，1991）
氧化物比值的变化特征及其古气候意义来源:https://faithandyoung.com/cshi/202412-2783.html
陈芳 李学杰 刘坚 陆红锋 王金莲 张欣 廖志良 陈超云
（广州海洋地质调查局 广州 510760）
第一作者简介：陈芳，1966年生，教授级高工，主要从事海洋微体古生物学、沉积学研究。
摘要 本文对位于南海西部深海平原的 SA14-34 岩心进行详细的沉积物组分研究，结果表明：该岩心岩性复杂多变，沉积了粘土、粉砂质粘土、砂质粘土、粘土质粉砂、砂质粉砂、砂和粉砂质砂等7种沉积物类型。浊流沉积发育，至少已识别出4个特征明显的浊流层。浊流层厚度为18～120cm，具有粒度较粗呈下粗上细、异地钙质微体生物化石丰富、陆源碎屑矿物含量高、SiO2/Al2O3比值和CaCO3含量高四大特点来源:https://faithandyoung.com/cshi/202412-2920.html。并对浊流沉积的物质来源、成因进行了初步分析，认为浊积物主要来自西部陆架-陆坡区，有利的地形、丰富的物源和频繁的海底火山活动诱发的地震是浊流发生的主要原因。
关键词 浊流沉积 深海平原 南海西部
南海，作为西太平洋的边缘海，物源丰富，沉积速率高，且生物多样，是研究古气候、古海洋环境和现代沉积作用的场所，近20年来成为热点研究地区，取得了一系列成果。对南海的浊流沉积也进行了一些研究，相继在南海的北部、南部以及东北部发现了浊流沉积的记录［1～7］。南海西部海域由于其研究程度较低，有关浊流沉积的研究基本上空白。
1996—2002年期间，广州海洋地质调查局在实施国家“126”专项时，对南海西部浅表层沉积物进行系统取样。取样站位北起琼东南，南至巽它陆架，覆盖整个南海西部海域，包括陆架、陆坡和深海盆地。通过对浅表层沉积物开展沉积学的研究，在西部中南半岛外深海平原区发现大量的浊流沉积［8］。本文通过对南海西部深海盆典型SA14-34岩心的研究，分析其浊流沉积特征及其控制因素。
1 材料与方法
SA14-34岩心位于地形平缓的南海西南海盆西南角，西侧紧邻地形陡峭的西南海岭，地理坐标111°57′48〞E，11°36′25.3〞N，水深4137m（图1），柱长801cm。对该柱状沉积物以5～15cm间隔取样，对其进行粒度、矿物、钙质微体生物化石和地球化学等综合分析。
图1 SA14-34岩心位置图
Fig.1 Location of piston core SA14-34
粒度分析，大于0.063mm粒级采用筛析法，小于0.063mm粒级用比重计法。
碎屑矿物分析，称取定量干样（通常7 g），自来水浸泡，用孔径0.063mm和0.25mm的铜筛冲洗，选取0.063～0.25mm粒径样品，烘干，进行磁选和电磁选，分为磁性矿物、电磁性矿物和无磁性矿物，对无磁性进行淘洗，分重矿物和轻矿物，然后分别称该四部分质量，用实体显微镜鉴定，并统计其相对含量。
有孔虫、介形虫样品采用常规方法处理：称取10 g干样，用水浸泡，待充分松散后，用孔径0.063mm的铜筛冲洗烘干，鉴定并统计＞0.15mm的个体，化石丰富的样品采用缩分鉴定。钙质超微化石样品处理采用简易涂片法。
地球化学分析，SiO2采用重量法，CaCO3采用容量法，A12O3用离子体光谱法。
上述分析均由广州海洋地质调查局实验测试所完成。
2 岩性特征
根据岩心肉眼观察、沉积物粒度和涂片发现，该岩心沉积特征不是以细粒沉积为主，粒度明显偏粗，岩性复杂多变，包含粘土、粉砂质粘土、砂质粘土、粘土质粉砂、砂质粉砂、砂、粉砂质砂等7种沉积物类型。沉积物组分以粘土矿物、长英矿物和风化矿物为主，其中长英矿物总体偏高，最高可达72%；钙质生物（主要由有孔虫和钙质超微化石组成）含量悬殊，从＜1%～31%，多个层段含量偏高，在10%～31%间变化；而硅质生物（主要由硅藻和放射虫组成）含量偏低，一般＜1%，在300～650cm含量增加，最高达10%（图2）。该岩心含多层粒度变化的正韵律层，其中大多钙质生物丰富，初步可识别出4层特征明显的浊流沉积：浊流层1（0～40cm），浊流层2（40～58cm），浊流层3（220～260cm）和浊流层4（653～773cm）。
图2 SA14-34岩心岩性、组分特征及浊流层系（数字1，2，3，4 代表浊流层，下同）
Fig.2 Lithologic feature，biogenic components and turbidite layers in core SA14-34
（numberl，2，3 stand for turbidite layer）
3 浊流沉积物特征
3.1 粒度特征
与上下正常深海沉积相比，浊流沉积物相对较粗，且浊流沉积物内自下而上粒度由粗变细，具有典型的正粒序沉积层序——浊流沉积物的显著标志。
浊流层1，从上而下依次为含钙质生物砂质粘土（0～12cm）、粘土质粉砂（12～25cm）、粉砂质砂（25～40cm）；
浊流层2，从上而下依次为粉砂质粘土（40～45cm），含钙质生物粉砂质砂（45～58cm）；
浊流层3，底部为砂，向上递变为砂质粉砂、粉砂质粘土；
浊流层4，从上而下依次为粉砂质粘土和粘土质粉砂。
下面仅以浊流层3（220～260cm）为例（图3），剖析其粒度特征。
图3 SA14-34岩心浊流层3（220～260cm）粒度特征
Fig.3 The feature of grain of turbidite layer 3（220～260cm）
220～226cm，粘土，其中砂含量为1.3%，粉砂为48.5%，粘土为50.2%；
226～235cm，砂质粉砂，平均砂含量为35.0%，粉砂为54.0%，粘土为11%；
235～260cm，砂，砂含量为78.9%～79.4%，粉砂14.1%～14.9%，粘土6.2%～6.5%。自上而下，沉积物中值粒径由小变大，由顶部粉砂质粘土的6～7μm逐渐增大至底部砂的110μm左右，沉积物由细变粗，由下向上，分别相当于鲍马序列的A，B，D，E层。
3.2 微体古生物特征
SA14-34岩心取样位置位于碳酸盐临界补偿深度（CCrD）以下，碳酸盐溶解作用强烈，附近站位沉积物中钙质生物强烈溶失，丰度很低，一般为1～50个/g。但浊积物中的钙质生物化石有孔虫、介形虫和钙质超微化石尤其丰富，以高丰度区别于上下正常深海沉积，硅质生物放射虫、硅藻则不发育，该特征在浊流层1，2，3中表现明显（图4）。
图4 SA14-34岩心钙质生物丰度变化
Fig.4 Abundance of calcareous microfossils in core SA14-34
浊积沉积中有孔虫浮游类易溶种与抗溶种共存，抗溶等级由2级到7级的浮游有孔虫（据Berger，1979）同时出现；底栖类浅水种和深水种混杂，以浅水种为主。浊积物中有孔虫丰度一般为几百个/克，最高1900个/克，分异度20～39；而该岩心正常深海沉积物的有孔虫丰度只有几～十几个/克。以浊流层1为例，有孔虫丰度300～1900个/克，分异度 29～39，自下而上，丰度下降。浮游有孔虫常见有 Globigerinoides ruber，Gs.quadrilobatus，Gs.sacculifer，Neogloboquadrina dutertrei，N.pachyderma，pulleniatina obliquiloculata，Globorotalia menardii，Gr.inflata，Globigerinella aequilateralis，Gg.bulloides，Gg.rubescens等；底栖类有孔虫以玻璃质壳最多，其次为瓷质壳，胶结壳最少。常见种有 Elphidium jeseni，Cibicides refulgens，Quinqueloculina seminula，Psuodoeponides japonicus，Nonionella decora，Bolivina robusta，Bolivina earlandi，Bulimina marginata，等。还具有 Cibicides refulgens C.tanis，Pseudorotalia gaimardii，Elphidium jeseni，Han“a”aiaconcentrina，Uvigerina torquata，Virgulopsis orientalis，Quinqueloculina seminula，Quinqueloculina lamarckina等典型的浅水种。其他浊流沉积有孔虫组合面貌与第一层浊积物的相似。
与有孔虫相似，浊积沉积中介形虫亦相当丰富，但几乎全部为异地埋葬分子，以滨、浅海-半深海异地分子为主。前人对南海表层沉积物中介形虫的分布研究结果表明［5］：当水深大于4000m时，表层沉积物中的介形虫丰度在4个/10 g以下，种数不足1个，且全部为异地分子。而在浊流层1中介形虫丰度高达39～528个/10 g，分异度13～25，自下而上，数量减少。常见的有Iestoleberis guangdongensis，Lo”oconcha siensis，Cytheropteron minrensis，Hemicytherra cuneata，Munseyella japonica，Cornucoquimba tosaensis，Cytherlloideasabahensis，Leguminocythereis hodgii，Stigmatcythere dorsinoda等，其中Lo”oconcha sp.仅出现在800m水深的环境中，Cytheropteron minrensis在南海东北部分布在100～700m水深处，parabythocythere limata分布在800～1500m水深范围内，Krithe sa”anensis在南海东北部分布在700～3000m的海区。各层浊积物介形虫数量不等，这与浊流作用规模大小有关。浊流层2中的介形虫数量有所下降，丰度为28～77个/10 g，分异度13～25，少数介形虫如Cornucoquimba tosaensis，Aconthocythereis munechikai等只以幼虫出现。
3.3 陆源碎屑矿物特征
SA14-34岩心浊流沉积中的陆源碎屑矿物以含量特别高，矿物种类多而区别与上下正常深海沉积。浊流沉积中的陆源碎屑矿物以长石、石英为主，占50%～80%。此外，尚有黑云母、白云母、绿帘石、磁铁矿、褐铁矿、钛铁矿、独居石、锆石、角闪石等矿物，风化矿物含量明显增加。浊流层1、浊流层2中的长英矿物含量最高达50%；浊流层3长英矿物含量最高达72%；浊流层4长英矿物含量最高达67%（图2），其他层位长英矿物含量偏低，一般为6%～0%。在陆架和上陆坡广泛分布的海绿石在浊积物中普遍出现，浊流层1层段浊积物中的含量达1.0×10-4。而其他层位含量极低，几乎未见。镜下观察，浊流沉积中的石英具有两种明显不同的形态，大部分表面干净、透明，呈棱角状；部分表面具有雾痕、斑痕，呈次圆状，为搬运相互磨擦所造成；长石有些较新鲜，有些发生次生变化，说明浊流沉积物为近距离搬运。
3.4 地球化学特征
海洋沉积物中SiO2/Al2O3比值主要反映了沉积物中陆源碎屑和粘土的比例，该比值越高说明陆源碎屑含量越高，而CaCO3主要来自在海洋沉积物中的钙质生物有孔虫、钙质超微化石等，研究结果表明：该海域正常沉积的表层沉积物中的CaCO3含量一般为2%～5%。而SA14-34岩心浊流层1，2，3，4 中的SiO2/A12O3比值明显高于上下正常深海沉积，而浊流层1，2中的CaCO3明显高于下伏的正常深海沉积粘土层，最高可达8%，而下伏的正常深海沉积粘土层中的CaCO3含量＜2%（图5）。
4 浊流沉积的物源、成因初探
根据浊积物组成特征，大体可以了解浊积物的物质来源。SA14-34岩心的浊积物主要由陆源碎屑和生物碎屑组成。从上述浊积物的矿物组合来看，与南海西部中南半岛外陆架、陆坡区的矿物组合具有明显的相似性；经浊流搬运的生物碎屑通常保存较差，壳面遭受不同程度的磨损，壳体的破碎率较高。但SA14-34岩心中的介形虫保存良好，壳薄、透明、干净，壳体很少出现破碎、磨损充填现象，这主要与浊流搬运距离较短，搬运速度较快有关，据此推测浊积物的矿物主要来自南海西部陆架、陆坡区。
图5 SA14-34岩心SiO2/Al2O3比值和CaCO3含量来源:https://faithandyoung.com/cshi/202412-2828.html
Fig.5 Downhole Plots SiO2/Al2O3ratio，CaCO3（%）in core SA14-34
南海西部自西向东发育有陆架、陆坡和深海盆地（南海西南海盆的一部分）等地形地貌，其中陆架狭窄，陆坡陡峭，深海盆地平缓。由于主要受南北向和北东向断裂的作用和火山作用的影响，自西向东呈阶梯状下降，高差变化极大，由200m降至4000m。而SA14-34岩心则位于地形平坦的深海盆地边缘，即西南海盆的西南角，四周被海山所围绕，西面与地形陡峭的陆坡海山陡坡相邻，南面与东面为深海海山。这种四周高，中间低的地形为浊流形成、搬运和沉积提供了有利的地理条件；而周围大量松散沉积物堆积为浊流的形成提供了重要的物质基础；频繁的海底火山喷发引起的地震则诱发了区内浊流的发生。SA14-34岩心所在的深海盆地分布着众多的由海底火山喷发形成的海山和海丘，该区是Cu、Ba元素含量的高值区，沉积物中Cu、Ba元素的富集主要是受区内海底火山活动控制的［9］，说明该区火山活动较强，为浊流的发生提供了动力条件。
5 结论
1）位于南海西部深海平原的SA14-34岩心岩性复杂多变，沉积了粘土、粉砂质粘土、砂质粘土、粘土质粉砂、砂质粉砂、砂和粉砂质砂等7种沉积物类型来源:https://faithandyoung.com/cshi/202501-4102.html。浊流沉积发育，浊流沉积构成了该岩心的主体，至少已识别出4个特征明显的浊流层。
2）浊流沉积相对较粗，自下而上，主要由砂、粉砂和粉砂质粘土组成，沉积物中值粒径由小变大；浊流沉积中异地钙质生物化石有孔虫、介形虫富集。有孔虫浮游类易溶种与抗溶种共存，底栖类浅水种和深水种混杂，介形虫大部分为浅海-半深海类型，与正常深海组合完全不同；浊流沉积中的陆源碎屑矿物含量特别高，矿物种类多，以长石、石英为主。浊流沉积中SiO2/Al2O3比值、CaCO3含量相对偏高来源:https://faithandyoung.com/cshi/202501-3325.html。
3）对浊流沉积的物质来源、成因初步分析表明：浊流沉积主要来自西部陆架-陆坡区，有利的地形、丰富的物源和频繁的海底火山活动诱发的地震是浊流发生的主要原因。
参考文献
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CharacteriSticS of Turbidity Current DepoSits of Core SA14-34 in Deep Sea BaSin ofthe WeStern South China Sea
Chen Fang Li Xuejie Liu Jian Lu Hongfeng Wangjin1ian ZhangXin Liaozhi1iang Chen Chaoyun
（Guangzhou Marine Geological Survey，Guangzhou，510760）
AbStract：Results based on visual core description，smear slide，microfossils，grain size，chemical and mineral analyses indicate turbidity current deposits have been developed in Core SA14-34，At least 4 layers of turbidities can be recognized.These layers，each 18～120cmthick，are characterized by turbidite sequence With graded bedding，abundant allochthonous calcareous microfossils and high SiO2/Al2O3ratio，high content of CaCO3and high contents of terrigenous detrital minerals.In addition，a preliminary analysis is made on the material source and origin of the turbidity current deposits.The authors suggest that the favorable topography，abundant source materials and earthquakes induced by repeatedly occurring submarine volcanic activities are the main causes for the occurrence of turbidity currents.
Key WordS：Turbidity current deposits Deep sea basin Western South China Sea
在土壤的形成过程中，由于风化作用造成某些元素的流失，而使某些元素的相对富集，如Si、Al、Fe等，从而改变土壤的化学组成。其中富铝化作用是一种重要的作用，可使土壤中的铝相对富集。研究表明（中国科学院南京土壤研究所，1978；刘树基，1994），富铝化作用受气候的影响。在热带、亚热带地区，富铝化作用明显，土壤中的铝富集程度较高；而在温带、寒带地区，由于化学风化作用较弱，富铝化作用明显减弱（中国科学院南京土壤研究所，1978；刘树基，1994）。所以在不同的气候条件下，不同的土壤其富铝的程度不同，一般是从砖红壤、赤红壤、红壤到黄壤的富铝程度依次降低。因此，土壤的硅铝率［w（SiO2）/w（Al2O3）］、硅铁率［w（SiO2）/w（Fe2O3）］、硅氧化物率［w（SiO2）/w（Fe2O3+Al2O3）］是随着气候变得温暖湿润而降低的（表3-3），反之，它们就升高。由于土壤中的硅铝率、硅铁率、硅氧化物率具有这一变化规律，因此，在古气候研究中（古土壤），就利用它们的变化来判断古气候变化（刘东生，1985；文启中，1989；曹伯勋，1995）。但是，这一变化规律是否也可以作为沉积物的古气候指标，前人在这方面做的工作较少，本书将进行一些讨论。
表3-3 中国主要土壤的粘粒率 Table3-3 Oxide ratios of the main soil types in China
沉积物中的Si、Al、Fe等元素是通过沉积作用富集的，与土壤中的元素富集过程不同。沉积物中的化学成分受地表的元素迁移和沉积作用的影响，而元素的迁移和沉积作用又与气候有关（戎秋涛等，1990），因此，沉积物中的这些氧化物含量变化及其比值可以作为古气候的指标。前已述及，Si、Al、Fe等元素都属于较难迁移的元素，它们的迁移形式大体上有两种：一种是以矿物碎屑或岩石碎屑的形式迁移；另一种是以胶体的形式迁移。我们先来讨论一下它们以碎屑形式迁移对沉积物的影响，无论在何种的气候条件中，这种迁移形式总是存在的。如果气候炎热湿润，一些不太稳定的矿物碎屑，如辉石、角闪石、长石等容易分解，那么在沉积物中它们的含量相对减少，而石英是非常稳定的矿物，在迁移的过程中不易分解，从而造成石英在沉积物中含量增加，气候越温暖湿润其富集的程度越高。如果气候干冷，这些矿物碎屑都被迁移并沉积下来，那么SiO2的含量相对降低，其结果导致SiO2与Al2O3和Fe2O3的比值降低。因此在碎屑沉积物中，它们的比值是随着气候变得干冷而降低的。如果是以胶体的形式迁移，它们的迁移量是随气候变化的，气候干冷，迁移量低，而气候炎热湿润，迁移量高。对现代的土壤研究表明，砖红壤、红壤中的硅的迁移量均达40%～70%，而铁和铝的富集量分别达7%～15%和10%～12%（中国科学院南京土壤研究所，1978）。这就势必影响到沉积物中这些氧化物比值的变化。根据笔者对多个地区沉积物化学成分的研究，SiO2与Al2O3和Fe2O3的比值与气温成正相关性。所以沉积物中这些氧化物比值与气候之间的关系与土壤中的情况不同。
在表3-4中为ZK9孔的氧化物比值和粘粒率。实际上这两者没有本质的差别，只是计算方法略有不同，粘粒率的计算方法是将氧化物的质量分数除以各自的分子量，再计算它们的比值。从表3-4中也可以看到，这两者的比值具有很好的相关性。来源:https://faithandyoung.com/cshi/202501-3358.html
表3-4 ZK9孔氧化物含量比值 Table3-4 Showing ratios of the oxide contents of the ZK9 core
续表
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在ZK9孔中，氧化物比值的波动还是比较明显的，出现几个峰值和谷值（图3-4），除了个别层位外，这3种比值之间具有很好的对应性（图3-4，表3-5），与碳酸钙的含量及估算的古气温值也有很好的吻合性（图3-4）。这3 种比值在剖面上的变化总特征是：钻孔的中部比较高，而上部和下部都较低（图3-4）。根据氧化物含量比值，可将剖面比值波动划分为17个阶段，其中奇数阶段为高值阶段，而偶数阶段为低值阶段（表3-5）（为了便于与深海沉积物氧同位素的对比，在该钻孔中的阶段划分与深海沉积物氧同位素阶段一致），除第2阶段与整个剖面的变化趋势不吻合外，而其他阶段的变化规律与SiO2含量、古温度变化规律吻合，并与深海沉积物氧同位素和黄土剖面具有良好的对比（图3-4，表3-5）。
表3-5 ZK9孔氧化物质量分数比值阶段划分 Table3-5 Stage subdivision of the oxide contents of the ZK9 core
在整个剖面中，第5、7、9、11阶段的氧化物比值比较高，其中第5阶段比值最高。在第5阶段中，无论是w（SiO2）/w（Al2O3）、w（SiO2）/w（Fe2O3），还是w（SiO2）/清楚（图3-4），其中3个峰值对应于深海沉积物氧同位素的MIS5a、MIS5c、MIS5e，也可与中国黄土记录（安芷生等，1990，1992；Ding et al.，2002）、两极冰心记录（GRIP，1993；Dansgaard et al.，1993；Petit et al.，1999）对比。在第6阶段中，氧化物比值明显比第5阶段低，这与黄土（Ding et al.，2002）、若尔盖的湖相沉积（王苏民等，1998）、深海沉积物（Joyce et al.，1990；Karner et al.，2002）和冰心（Petit et al.，1999；Kump，2002）记录所反映的气候特点一致。从氧化物的比值来看（表3-5），黄河源区在第5、7、9、11、17阶段（氧化物比值阶段）的气候比较温暖，而第13、15阶段气温略低些，这与黄土的记录（Kukla et al.，1996；刘嘉麒等，2001；郭正堂等，2002）略有差别，但在深海沉积物氧同位素所显示的古温度（Shackleton et al.，1990；Kukla et al.，1996）在第13阶段并不高于第9、11阶段，第15阶段与第9、11阶段也是接近的。在ZK9孔中，氧化物比值比较低的是第1、2、4、6、16阶段，其中第2、4、16阶段最低，第2、4阶段为末次冰期，而第16阶段相当青藏高原倒数第3次冰期（施雅风等，2000）或气候第3大循环（MC3）的初期（Kukla et al.，1996）或克罗默期中期的冰阶（Bowen et al.，1986），这个时期的气候指数很低，气温低（Kukla et al.，1996）。氧化物的比值表明，黄河源区在第2、4、16阶段气候是非常寒冷的。来源:https://faithandyoung.com/cshi/202501-3097.html
图3-4 ZK9孔氧化物比值曲线图来源:https://faithandyoung.com/cshi/202501-3075.html
Fig.3-4 A graph of the oxide ratios of the ZK9 core
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