2016, Vol. 59
2. 广东省有色地质勘查院, 广州 510080
2. Guangdong Nonferrous Metals Geological Exploration Institution, Guangzhou 510080, China
浊流(Turbidity current)是重力流的一种特殊形式，是一种在水体底部形成的高速湍流状态的混浊流体，由水和大量悬浮泥砂混合组成(Kneller and Buckee，2000).作为一种重要的地质营力，浊流将大量浅海物质搬运至深海再沉积，在浅海-深海的物质交换与循环中发挥重要作用.浊流一方面为深海生态群带来大量的陆源营养盐，现场直接观测证实浊流在维持深海峡谷繁盛的生态系统中发挥重要作用(徐景平，2013)；另一方面会对沿途的底栖生物群落造成严重破坏，同时危及海底电缆等现代化设施(Hsu et al.，2008).而随着油气勘探的深入，人们发现浊流沉积体系同样是一类重要的油气储层(龚建明等，2005；Schneider et al.，2012).因此，浊流沉积受到国内外学者广泛关注，成为沉积学中的研究热点(Mulder and Syvitski，1995；Shanmugam，1997，2000；方爱民等，1998；姜辉，2010；Huang et al.，2012；高红灿等，2012；徐景平，2014).
自然界中磁性矿物无处不在，其来源、搬运和沉积受气候环境控制，利用岩石磁学手段识别沉积物中磁性矿物的类型、含量和粒径，即可追踪磁性颗粒的物质来源、搬运与沉积等过程，从而反演气候环境变化.经过几十年的发展，在海洋沉积物的环境磁学研究方面取得了诸多成果(Watkins and Maher，2003；Kumar et al.，2005；孟庆勇和李安春，2008；Peters et al.，2010；Liu et al.，2012；欧阳婷萍等，2014).近20年来，国内外报导了一些利用磁学手段研究浊流性质及其环境意义的实例：李杰森等(1999)对云南抚仙湖现代浊流沉积物的磁化率研究发现，沉积物剖面中磁化率峰值与地震形成的浊流层具有良好的对应关系，表明通过磁化率可揭示浊流的发育历史；葛淑兰等(2012)对日本海Ulleung盆地浊流沉积物的磁化率各向异性(AMS)研究表明，浊流沉积物样品三轴主方向杂乱，证明AMS可作为沉积物剖面上浊流的识别手段之一；Anchuela等(2011)对始新世受构造作用影响的浊积岩研究表明，鲍马序列不同层位沉积岩的AMS方向相似.这些研究表明磁学手段在浊积物/岩的识别和沉积学特征研究上有效可行，但目前对浊流沉积详细的环境磁学研究却鲜见报道，浊流沉积物与原地背景沉积物的磁学性质是否存在差异、有何差异尚不清楚.
西菲律宾海陆架狭小，四周被海沟包围，陆坡陡，具备形成浊流的潜力，近年来的海洋地质调查与研究工作证实了西菲律宾海及邻区沉积物中发育浊流沉积(李军等，2005；党皓文等，2009；仇晓华等，2012).因此，本文选取台湾岛东侧花东海盆GX168孔为研究对象，通过详细的岩石磁学分析，弄清浊流沉积物和背景沉积物各自的磁学性质、两者之间的差异及环境意义，并结合区域地质背景分析浊流事件的成因.
2 样品采集和实验方法GX168孔重力活塞样取自台湾岛东侧花东海盆西南角，其位于吕宋火山岛弧东侧，加瓜海脊西侧(图 1)，水深4409 m，岩心长700 cm.柱状样岩心沿中轴线剖开后，用边长2 cm的无磁性立方体样品盒对其中一半岩心取样，间距为10 cm，共采集磁学样品71个.
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图 1 GX168孔位置和西菲律宾海海底地形 (a)底图改绘自Smith和Sandwell(1997);(b)水深数据引自SRTM30_PLUS V6.0(Becker et al.，2009). Fig. 1 Location of core GX168 and submarine relief of the West Philippine Sea (a)The base map was modified from Smith and Sandwell(1997); (b)The bathymetric data was cited from SRTM30_PLUS V6.0(Becker et al.，2009). |
样品称重后依次进行如下环境磁学项目测量：(1)利用卡帕桥MFK1-FA多频磁化率仪测量所有样品的低频(976 Hz)和高频(15616 HZ)磁化率，记为χχLF和χχHF，然后计算频率磁化率百分数χfd%=(χLF－χHF)/χLF×100%；(2)样品在100 mT交变场叠加0.05 mT的直流偏置场下获得非磁滞剩磁(ARM)；(3)利用2G Enterprise 脉冲磁化仪获得外场为1 T条件下的等温剩磁(将之视为饱和等温剩磁(SIRM))，之后将样品在300 mT反向场中磁化，得到IRM-300mT，定义S-ratio=-IRM-300 mT/SIRM，HIRM=(SIRM+IRM-300 mT)/2(Thompson and Oldfield，1986；Evans and Heller，2003)；(4)上述所有剩磁测量均在2G-760 U-Channel 岩石超导磁力仪上完成，灵敏度为2×10-12Am2；(5)利用卡帕桥MFK1-FA多频磁化率仪及CS-3温控装置测量代表性样品的磁化率随温度变化曲线(κ-T曲线)：粉末样品在氩气环境下自室温以11 ℃·min-1速率升温至700 ℃后，以相同速率冷却至室温，测量频率为976 Hz，磁场强度为200 A·m-1；(6)在Micromag 3900振动磁力仪上完成代表性样品的磁滞参数(饱和磁化强度Ms，饱和剩余磁化强度Mrs，矫顽力Bc和剩磁矫顽力Bcr)以及IRM获得曲线测量(最大场设定为1 T，步长为5 mT).所有磁学实验均在中国科学院地质与地质物理研究所古地磁与年代学实验室完成.
3 结果与分析 3.1 浊流沉积发育特征由于浊流与碎屑流的相似性，导致实际研究中一部分碎屑流或底流被误认为是浊流沉积(高红灿等，2012)，因此对浊流沉积的正确鉴别至关重要.浊流沉积与碎屑流沉积外在特征最显著的区别是浊流沉积具正粒序韵律结构，底部为突变接触而顶部为渐变接触(Shanmugam，1997，2000)；而碎屑流沉积一般具上、下两层韵律结构，即下部发育具平行碎屑结构的层流段，上部发育具有块状层理的“刚性”筏流段，顶底均为突变接触(王德坪，1991；Bridge and Demicco，2008).
研究区位于深海盆地，水深超过4000 m，广义而言，静水泥质沉积可作为背景沉积(正常沉积)，其他类型沉积均可视为事件沉积(非正常沉积)，它们具有特殊的形成机制与沉积模式.参照张富元等(2012)的分类命名方案，GX168孔沉积物中背景沉积主要是灰色细粒远洋粘土，以粉砂和粘土粒级颗粒为主，砂含量极少(通常小于1%)，镜下未见钙质生物壳体，为典型的深海沉积.在这些深海沉积中共识别出12层事件沉积(仅在其中6层采集了磁学样品)，其在剖面上的分布存在一定规律(图 2a)：0~350 cm事件沉积发育明显较少，仅见1层事件沉积；350~700 cm事件沉积发育频率明显增大，共识别11层事件沉积.事件沉积单层厚度2~9 cm，其底部冲刷侵蚀下伏背景沉积，两者呈突变接触，接触面清晰截然.事件沉积内部发育正粒序韵律结构，顶部与上覆背景沉积呈渐变接触，接触面不明显(图 2b).以上特征可确定这些事件沉积为浊流成因.在物质组成上，浊流沉积物颜色相对背景沉积物稍浅，颗粒粒径明显更粗，以砂为主，砂感强，粉砂、粘土颗粒含量明显降低，定名为粉砂质砂-砂(Folk et al.，1970).在浊流内部，从底到顶，颗粒粒径明显减小，由砂渐变成粉砂质砂(即正粒序结构，图 2).浊流沉积物在镜下可见无色—白色粗粒石英、长石颗粒含量明显较上下层位(背景沉积)增多，这正是导致浊流沉积物颗粒相对背景沉积物颜色变浅、颗粒变粗的原因，这一特征与南海南部巽他陆坡底部MD05-2895孔的浊流沉积物相似(赵玉龙等，2011).此外，部分浊流层内可见少量—较丰富有孔虫壳体，这些特征均反映浊积物来自相对浅水的海底沉积，并非原地深海沉积.
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图 2 GX168孔岩性柱及浊流沉积素描图 Fig. 2 Lithological column and sketch of turbidites in core GX168 |
IRM 获得曲线及反向场退磁特征是识别磁性矿物类型的重要手段，最大场强为1 T 脉冲磁场下的IRM 获得曲线表明，100 mT 的场强可使样品获得饱和值的85%~90%，300 mT 时几乎所有样品达到SIRM的99%以上；反向场退磁曲线显示所有样品的Bcr分布在25~30 mT之间(图 3)，表明低矫顽力软磁性矿物是样品中剩磁的主要载体.利用剩磁获得矫顽力(B′cr)与剩磁矫顽力(Bcr)的比值可进一步确定样品中磁性矿物的类型，研究表明各种粒径纯磁铁矿的B′cr/Bcr值为1.6±0.2(Dankers，1981).GX168孔典型沉积物样品的B′cr/Bcr值分布非常集中，介于1.36~1.38之间，平均值1.37(图 3)，进一步指示样品中载磁矿物以磁铁矿为主，而浊流沉积物和背景沉积物并无差异.
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图 3 GX168孔典型沉积物样品的IRM获得曲线及反向场退磁曲线 B′cr是样品在正向磁场中获得剩磁为SIRM值一半时的磁场，星号标记的样品取自浊流层(下同)，括号内标注了样品的深度(下同)，结果显示浊流沉积物和背景沉积物无明显差别. Fig. 3 Isothermal remanent magnetization(IRM)acquisition curves and backfield acquisition curvesof typical samples of core GX168 sediments B′cr is defined as the magnetic field strength required to magnetize a sample to one-half of its saturation isothermal remanent magnetization. Sample marked with an asterisk was taken from turbidite layer(similarly hereinafter). The depth of the sample is shown within the parentheses(similarly hereinafter). The results indicate that there are no significant differences between the turbidite and background sedimentation. |
SIRM较χ更易受到磁性矿物的颗粒形状、粒径的影响以及不完全反铁磁性矿物(如赤铁矿)的干扰，因此，SIRM/χ可用来区分磁性矿物类型.对低矫顽力的磁性矿物，磁黄铁矿的SIRM/χ值很高，多集中在100 kA·m-1，胶黄铁矿和磁赤铁矿的值中等，集中在10~40 kA·m-1，而磁铁矿的值通常小于20 kA·m-1，多集中在10 kA·m-1(Lowrie,1990；Fassbinder and Stanjek，1994；Maher，2007).GX168孔所有沉积物样品的SIRM/χ介于3.13~12.74 kA·m-1之间，平均值为8.16 kA·m-1，表明样品中载磁矿物以磁铁矿为主.但值得注意的是，浊流沉积物具有相对更低的SIRM/值，这可能与浊流沉积物中磁性矿物的粒径更粗有关，因为粒径大于1 μm的磁铁矿，SIRM/χ随粒径增大而降低(Peters and Dekkers，2003).
不同的磁性矿物在加热/冷却过程中，其磁化率值会随温度变化(κ-T曲线)而表现不同特征，根据这些特征可判断样品中磁性矿物的类型及矿物相之间的转变(Hrouda，1994；Dunlop and ö zdemir，1997；Liu et al.，2005).GX168孔典型沉积物样品的κ-T曲线如图 4所示，可分为两类.第一类样品(图 4a)加热曲线的磁化率一直上升，在300 ℃左右时达到峰值，之后随温度升高而迅速下降，但在500 ℃之后再次上升，并在560 ℃左右形成第二个峰值(可能是细粒单畴(SD)颗粒磁铁矿解阻形成的Hopkinson峰)，之后随温度升高而迅速下降，并在磁铁矿的居里温度点(580 ℃)趋于零，冷却曲线显示其在580 ℃左右磁化率开始增加，其终止磁化率同样比初始磁化率高很多，表明在加热过程中有新的磁铁矿形成.第二类样品(图 4b—4f)加热曲线的磁化率一直上升，并在350 ℃左右达到峰值，之后随温度升高而迅速下降，并在580 ℃趋于零，其冷却曲线显示在580 ℃左右磁化率开始增加，其终止磁化率比初始磁化率高很多，表明在加热过程中有新的磁铁矿形成.所有样品加热和冷却过程均显示不可逆特征，冷却后的磁化率值明显高于初始值，指示样品在加热过程中生成了新的亚铁磁性矿物，这些新生成的磁铁矿可能来自于样品中含铁硫化物、含铁硅酸盐或粘土矿物的受热转换(Ellwood et al.，2007；杨小强等，2007；欧阳婷萍等，2014).
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图 4 GX168 孔典型沉积物样品的κ-T曲线样品在氩气环境下以11 ℃·min-1速率加热到700 ℃后以相同速率冷却至室温， 所有样品的κ-T曲线可分为两类：a为一类，b－f为一类. Fig. 4 κ-T curves of typical samples of core GX168 sediments All samples were heated from room temperature to 700 ℃ at a heating rate of 11 ℃·min-1 and then cooled at the same rate κ-T curve of all samples could be divided into two categories: sample(a)and the remanent five samples(b—f). |
磁滞回线形态和闭合特征可用来判断磁性颗粒类型.图 5是GX168孔浊流沉积物与背景沉积物代表性样品经过顺磁校正后的磁滞回线.总体而言，全部样品的磁滞回线形态非常类似，差别很小.所有样品磁滞回线的腰均很细，即Bc较小，在100 mT外加磁场下磁滞回线已经完全闭合，表明样品中载磁矿物主要是亚铁磁性矿物，基本不含硬磁性矿物(Dunlop and ö zdemir，1997).
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图 5 GX168孔典型沉积物样品的磁滞回线 Fig. 5 Magnetic hysteresis loops of typical samples of core GX168 sediments |
传统磁学理论认为，磁畴处于SP/SD阈值区域的颗粒，其磁化率值与弛豫时间有关，弛豫时间越短，颗粒振动越快.当观测的时间尺度小于颗粒振动周期时，则观测比颗粒振动快，颗粒显示稳定单畴的信息，磁化率值低；反之，当观测的时间尺度大于其颗粒振动周期，则观测比颗粒振动慢，颗粒表现出超顺磁特征，磁化率值高.因此，不同频率下测定的磁化率差值可用来表征磁畴位于SP/SD阈值区域内磁性颗粒的含量(刘青松和邓成龙，2009；徐新文等，2012).GX168孔沉积物样品的χfd%十分稳定，分布范围为1.55~3.28，平均值2.18，浊流沉积物和背景沉积物差别不大，表明GX168孔所有沉积物样品中处于SP/SD阈值区域的颗粒含量均很低.
当样品中主要载磁矿物为磁铁矿时，可用King图(King et al.，1982)或Day图(Day et al.，1977)来确定磁性矿物的颗粒大小.GX168孔沉积物样品的King图(图 6)投影表明大部分样品中磁性颗粒的粒径分布较集中，粒径均大于1 μm，浊流沉积物样品和背景沉积物样品分布在两个明显不同的区域，浊流沉积物样品的粒径明显更粗一些，均大于5 μm.将经过顺磁校正的样品磁滞参数投影到Dunlop(2002)修订过的Day图中发现，浊流样品和背景沉积物样品的分布相似，两者各有一部分样品落在PSD及MD区域，但可看出浊流样品的颗粒明显更粗(图 7)，与King 图投影结果一致.
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图 6 GX168孔沉积物样品的King图 Fig. 6 King plot of core GX168 sediments |
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图 7 GX168孔典型沉积物样品的Day图 Fig. 7 Day plot of typical samples of core GX168 sediments |
S-ratio可很好地反映样品中软磁组分和硬磁组分的相对含量.S-ratio越接近1，载磁矿物中软磁组分的相对含量越高；反之，随着S-ratio降低，硬磁组分的相对含量增多(Thompson and Oldfield，1986).GX168孔沉积物样品的S-ratio普遍介于0.96~1.00之间，平均值0.98，表明样品中载磁矿物以低矫顽力软磁性组分(亚铁磁性矿物)为主；而且S-ratio随深度增加变化较小(图 8)，浊流沉积物和背景沉积物之间并无明显差异，指示整个剖面上载磁矿物组分十分稳定.
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图 8 GX168孔磁性参数剖面变化图 阴影部分标示浊流发育层位，共12层；星号表示样品取自于浊流层(共6层，采样深度分别是370 cm、560 cm、570 cm、600 cm、620 cm与690 cm)，未标星号的浊流层未取样；5×10-6 m3·kg-1为浊流沉积物和背景沉积物样品的磁化率值分界线. Fig. 8 Stratigraphic variation of magnetic parameters of core GX168 Twelve turbidite layers are marked by shading. The asterisk indicates that the samples were taken from the turbidite layers(the depths of samples are 370 cm，560 cm，570 cm，600 cm，620 cm and 690 cm，respectively). No sample was collected from the turbidite layer without an asterisk marked. 5×10-6 m3·kg-1 is the boundary of magnetic susceptibility between the turbidite and background sedimentation. |
HIRM主要与硬磁矿物(如赤铁矿、针铁矿等)的含量有关，硬磁组分的绝对含量越高，HIRM值越大(Thompson and Oldfield，1986).GX168孔沉积物样品的HIRM最小值为4.22×10-7 Am2·kg-1，最大值为5.43 ×10-4Am2·kg-1，平均值为 1.80×10-4Am2·kg-1，表明χ赤铁矿类硬磁性矿物的含量整体较低.从剖面上看，HIRM变化规律不明显，与其他磁性参数，特别是与χ的相关性较差，表明χ的变化与硬磁组分含量关系不大.而浊流沉积物样品和背景沉积物样品的HIRM并未表现出明显差异，表明两者中赤铁矿等硬磁矿物的绝对含量均较低，差别不大，与S-ratio揭示的规律一致.
χ与样品中磁性矿物的类型、含量和粒径有关(刘青松和邓成龙，2009)，但在磁性矿物类型与粒径变化较小(超顺磁颗粒含量较少)的情况下，可大致反映磁性矿物含量的变化.整个剖面中，χ分布在5.95×10-7 ~1.29×10-5 m3·kg-1，平均值为2.94×10-6 m3·kg-1，表明沉积物中磁性矿物含量整体较高.由于饱和等温剩磁不受顺磁性和抗磁性矿物影响，因而更能准确地反映沉积物中亚铁磁性矿物的含量.GX168孔沉积物样品的SIRM最小值为6.09×10-3Am2·kg-1，最大值为5.89×10-2Am2·kg-1，平均值为2.01×10-2 Am2·kg-1，表明GX168孔亚铁磁性矿物含量整体较高.同时，χ和SIRM在磁性剖面上表现出一致的变化趋势(图 8)，两者呈现显著的正相关性(R2=0.67)(图 9)，表明顺磁性、超顺磁性矿物对样品磁性贡献均不大，而亚铁磁性矿物才是GX168孔沉积物样品磁性的主要贡献者.当将浊流沉积物和背景沉积物分开统计可发现，浊流沉积物样品明显具有更大的χ和SIRM值(图 9)，背景沉积物样品的χ和SIRM值相对较小，表明浊流沉积物样品中磁性矿物的含量相对更高，而背景沉积物样品中磁性矿物的含量较低.
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图 9 GX168孔沉积物的SIRM与 相关性关系图 Fig. 9 Linear correlation between SIRM and of core GX168 sediments |
χARM是样品的ARM与其获得时的直流场的强度之比，对于SD和多畴(MD)颗粒而言，前者明显较后者更易获得ARM(King et al.，1982；Evans and Heller，2003)，因此，χARM常用来指示SD等细粒亚铁磁性矿物的含量.GX168孔背景沉积物样品的χARM分布在1.08×10-6~4.63×10-6 m3·kg-1，平均值为2.91×10-6 m3·kg-1；浊流沉积物样品的χARM值明显更大(图 8)，分布在4.45×10-6~1.05×10-5 m3·kg-1，平均值为5.85×10-6 m3·kg-1.考虑到样品中磁铁矿粒径较粗，浊流沉积物相对背景沉积物更大的χARM值指示浊流沉积物中磁铁矿的含量更高.
χARM/χ可用来表征剖面上磁性矿物粒径的变化趋势，粒径越细的磁性矿物其χARM/χ值越大，反之，粒径越粗的磁性矿物其χARM/值越小.χARM/χ值在剖面上的变化趋势与表征磁性矿物含量的参数(χ、SIRM以及χARM值)的变化趋势正好相反(图 8).高χ、SIRM以及χARM值通常对应于低χARM/χ值，即磁性矿物含量更高的样品中磁性颗粒粒径更粗；而低χ、SIRM以及χARM值样品往往对应于高χARM/χ值，即磁性矿物含量更低的样品中磁性矿物粒径更细.从剖面上明显可看出，采自浊流沉积层的样品通常属于前者(磁性矿物粒径相对较粗)，而采自于背景沉积层的样品通常属于后者(磁性矿物粒径相对较细).
4 讨论 4.1 浊流沉积与背景沉积磁性特征差异及原因利用磁学性质分析沉积物蕴含的环境意义，首先必须弄清沉积物中磁性矿物的成因，因为碎屑成因的磁性矿物才具有物源信息，而生物成因磁性矿物形成于早期成岩过程中，不代表原始磁学特征.Oldfield(1994)对湖泊和海洋近岸沉积物中细粒亚铁磁性矿物的成因深入研究后，提出采用χARM/χfd和χARM/χ两个参数组合判别磁铁矿成因：如果χARM/χ和χARM/χfd 均很大，尤其是后者大于1000时，样品中的磁铁矿主要由细菌生成.GX168孔包括浊流沉积物在内所有样品的χARM/χ介于0.57~2.32之间，平均值1.29，χARM/χfd 介于29.38~82.88之间，平均值58.36，两者均很低，尤其是后者远低于判别标准.因此，可认为GX168孔中磁性矿物为碎屑成因.而普遍较低的SIRM/(图 8)表明钻孔沉积物中不含早期还原成岩作用形成的亚铁磁性硫化物(Peters and Dekkers，2003)，说明早期成岩作用对本钻孔沉积物的影响较小，基本保存了原始沉积信息.
浊流沉积是异地物质搬运而来再沉积，物质组成和原地背景沉积存在差异，其磁学性质理应有所不同(表 1).S-ratio比值、IRM获得曲线及反向场退磁特征、磁滞回线显示浊流沉积物和背景沉积物均以低矫顽力亚铁磁性矿物为主要载磁矿物，B′cr/Bcr值、SIRM/χ值及κ-T曲线特征进一步指明此低矫顽力矿物为磁铁矿.普遍较高的S-ratio比值和较低的HIRM值表明两者中赤铁矿等硬磁性矿物的含量很低.海洋沉积物中赤铁矿等硬磁性矿物通常是风尘来源(Maher，2011)，因此，GX168孔沉积物中磁性矿物主要是通过河流带入的陆源碎屑，风尘赤铁矿较少.
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表 1 GX168孔浊流沉积与背景沉积磁学参数对比 Table 1 The magnetism parameters of turbidite compared with background sedimentation of core GX168 |
浊流沉积物和背景沉积物在磁性矿物含量和粒径上存在显著差异(表 1)：表征磁性矿物含量的参数、SIRM和χARM显示浊流沉积物中磁性矿物含量明显较背景沉积物高，与抚仙湖现代浊流沉积物的特征相同(李杰森等，1999)；χARM/值、King图及Day图投影表明浊流沉积物中磁铁矿粒径明显大于背景沉积物.陆源物质通过河流搬运到海洋，然后在底流作用下分散到盆地中沉积.浊流沉积物原始沉积在相对更浅的陆架区，离陆源区更近，单位时间内“捕获”到的陆源物质通量更大(导致沉积物磁性增强)，粒度也更粗；而背景沉积区因更远的搬运距离导致输入到沉积区磁性矿物的通量降低，粒径变细.浊流沉积物和背景沉积物具有相同的物源，因而磁性矿物的种类相同，而离物源区不同的距离导致了两者磁性矿物含量和粒径上的差异.在利用岩石磁学参数解释气候环境时必须注意沉积序列中浊流沉积层，否则可能会对剖面上的磁化率“异常高值”做出错误的解释.
4.2 浊流发育成因浊流沉积是大陆边缘沉积物向深海区的搬运，必须满足一定条件才能形成.广义上讲，沉积重力流需满足四个条件：足够的水深、充足的物质、必要的坡度和触发机制.前两点是浊流发育的物质基础，第三点是维持浊流运动的动力来源.对海洋环境而言，浊流主要形成于陆棚坡折以下的相对深水区，特别是盆地中的三角洲前缘、洋盆中的海底峡谷口和平行于克拉通边缘的深海槽等环境(姜辉，2010).最后一个条件尤为关键，是突发性外力对沉积物静力学不稳定破坏.前人研究表明，深海浊流形成的触发机制主要有海平面波动、地震、火山作用、海啸巨浪和风暴潮、天然气水合物泄露等，处于较陡地形之上的松散沉积物在上述这些事件发生时重力失稳，极易发生垮塌，顺着陆坡向深海区搬运，形成浊流沉积(Lee et al.，1996；Rothwell et al.，1998；方爱民等，1998；党皓文等，2009；姜辉，2010；仇晓华等，2012；Arai et al.，2013).GX168孔所在区域水深4409m，位于花东海盆西侧斜坡底部，距离吕宋火山岛弧不足30 km，距离台湾岛200 km，物质来源充足，其西侧的陆坡坡度很陡(图 1)，为浊流发育提供了极为有利的地形和必要的物质基础，只要外力触发，很容易形成浊流.
研究区位于欧亚板块与菲律宾海板块的碰撞地带，频发的火山活动似乎可触发浊流的形成.但GX168孔浊流沉积发育的临近层位并未发现火山灰堆积层，镜下观察也少见火山物质的踪影，因而构造运动导致的火山活动似乎与本区浊流形成的关系不大.对取自冲绳海槽南部A23孔中浊积层的研究表明，浊流可能主要由地震触发形成(李军等，2005).花东海盆位于板块会聚、地震活动区，构造运动引起的频发地震可能是浊流形成的触发机制，但从浊流在剖面上的分布规律来看，350 cm以下浊流发育的频率明显要高于上部(0~350 cm)，表明全新世以来浊流发育的频率明显变缓，上部沉积物未能响应近几十年来频发的地震(方兴义，2014)，因而地震触发机制还需更多资料的支持.对西菲律宾海吕宋岛岸外柱状样中浊流沉积研究表明，末次冰期以来海平面剧烈波动(Hanebuth et al.，2000)造成欠固结沉积物重力失稳是促发浊流形成的主要原因，低水位时期陆源物质堆积是必要条件，而海平面上升后造成的沉积物不稳定是触发因素之一(党皓文等，2009；仇晓华等，2012).赵玉龙等(2011)对南海南部巽他陆坡底部浊流沉积研究后，同样认为海平面波动是造成巽他陆坡上浊流形成的原因.本文由于缺乏有孔虫氧同位素曲线和放射性同位素年龄资料，因而无法详细探讨本区浊流沉积与海平面波动之间的联系，但GX168孔浊流发育的频率特征与菲律宾海西部吕宋岛岸MD98-2188孔揭示的浊流发育规律非常相似(党皓文等，2009)，均是沉积物剖面下部浊流发育频繁，而上部浊流发育频率明显降低.因此，海平面变化导致本区浊流发育的可能性最大.末次冰期以来，全球海平面波动十分频繁，发生了多期海平面快速升降事件，末次盛冰期时海平面最大下降甚至可达百米(Fairbanks，1989; Hanebuth et al.，2000; Siddall et al.，2003)，导致西菲律宾海及台湾岛东侧陆坡地区浊流沉积频繁发育，但进入全新世后，全球海平面逐渐趋于稳定，浊流发育的频率随之减缓.
5 结论本文对采自台湾岛东侧花东海盆南部的GX168孔浊流沉积物进行详细的岩石磁学分析，主要得出以下结论：
(1) GX168孔发育12层粉砂质砂—砂层，以砂为主，粉砂、粘土相对较少，具典型的正粒序韵律结构，沉积物粒径明显较背景沉积物(粘土)粗，底部与下伏沉积呈突变接触，顶部与上覆沉积呈渐变接触，鉴定为浊流沉积.镜下观察表明浊流沉积物相对背景沉积物颜色变浅、粒径增大主要与粗粒石英、长石含量相对富集有关.
(2) 详细的岩石磁学分析表明，浊流沉积物和背景沉积物具有相似的磁学特征，表现在两者均以磁铁矿为主要载磁矿物类型，磁铁矿粒径均以PSD和MD颗粒为主.但两者也存在差异：浊流沉积物中磁铁矿的含量明显较背景沉积物富集，磁化率和饱和等温剩磁更强，磁性矿物粒径也更粗，与浊流原始沉积区更靠近物源有关.两者较大的磁学性质差异在进行气候环境解释时必须引起重视.
(3) 花东海盆浊流沉积形成的诱发机制可能是末次冰期以来频发的海平面波动，海平面波动造成陆坡之上松散沉积物重力失稳，导致陆坡区沉积物向海盆搬运.
致谢岩石磁学测试得到了中国科学院地质与地球物理研究所古地磁与年代学实验室刘青松和周灿芬老师的协助，审稿专家提出了宝贵意见，在此一并感谢！
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