TYPES AND SIZE OF SUSPENDED PARTICLES IN A TYPICAL CROSS SECTION AT THE CHANGJIANG ESTUARY AND INFLUENCE FACTORS
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摘要: 利用环境扫描显微镜对2010年10月执行国家基金委东海公共航次期间获得长江口及其邻近海域典型断面的悬浮颗粒物类型以及粒级组成进行了系统的观察和统计,分析其影响因素。结果表明:长江口典型断面悬浮体颗粒类型包括矿物颗粒、生物颗粒、有机质颗粒及絮团颗粒四种类型,近岸矿物颗粒、有机质团块百分含量高,而从岸向外生物碎屑增加,絮团颗粒则没有明显的差异,矿物颗粒与生物颗粒的含量呈反相关,有机质团块与絮凝颗粒呈正相关;长江口典型断面中悬浮体颗粒粒径小于10 μm的占70%左右,小于20 μm的占90%,悬浮体粒径由近岸向离岸方向逐渐减小。影响该断面悬浮颗粒类型的因素有河流输入、混合作用、生物作用、絮凝作用和再悬浮作用等,影响颗粒粒径大小除了上述影响外,还受到颗粒沉降作用的影响,这些因素与该处的水团发育有着密切的联系。Abstract: During the NSFC cruise in October 2010, several water samples were recovered along a typical section at the Changjiang Estuary and its adjacent area for study of suspended matters. After filtration, the materials remained were examined under Electronic Microscope and by Energy Spectrometer. Grain size analysis was carried out for the samples. In this typical section, there are four types of particles, mineral debris, bioclasts, organic particles and floc-particles. The contents of mineral debris and organic particles are higher inshore and lower offshore, whereas the bio-particles are distributed in an opposite pattern. However, floc-particles have no obvious change from DH1 to DH6. There is a good linear relationship between floc-particles and organic particles, but a negative relationship between mineral debris and bioclasts. In the suspended matters, the particles smaller than 10 microns in size account for 70%, and those smaller than 20 microns account for 90%, while the average particle size is decreasing offshore. It is believed that the types of particles are mainly controlled by the factors of continental input, biological process, flocculation and resuspension, depending upon the movement of water masses.
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海底热流可以说是研究大洋地壳和上地幔岩石圈热状态的一个重要参数，它对于研究地球内部的热传输、大洋岩石圈的热演化、地幔柱岩浆作用和油气资源潜力评价以及天然气水合物稳定带计算等问题有着十分重要的作用[1]。南海作为西太平洋最大的边缘海之一，地处欧亚、太平洋和印度-澳大利亚三大板块的交汇处，在地质演化中基本保留了边缘海形成过程中所有的地质现象，经历了比较完整的大陆岩石圈拉张和破裂、海底扩张和后期的俯冲、碰撞的复杂演化过程，因此南海是研究边缘海形成和演化机制的理想场所，也是国际上地学研究的热点[2, 3]。国际大洋钻探计划(IODP)是国际地球科学研究中规模最大、历时最久、成绩最为宏伟的国际合作计划，它以大洋钻探为手段，通过对海洋的研究来认识地球生命的起源，探索地质演化历史和过程，理解地球圈层之间的相互作用[4, 5]。2014年1月28日—3月30日在南海执行的IODP349航次是新十年国际大洋发现计划(IODP)的首航[6]，共历时62天。航次在南海海盆深水区完成了U1431、U1432、U1433、U1434和U1435共5个站位的钻探(见图 1)，得到共12个钻孔，各站位钻孔名称以站位编号加大写字母表示，例如U1431第一个钻孔称为U1431A孔。航次5个站位均位于南海海盆的深水区，深度约4000m。本航次对其中3个站位(U1431、U1432和U1433)进行了地热调查，站位分别位于东部次海盆残余扩张脊附近、ODP第184航次1148站位南部约60km处靠近南海北部洋-陆过渡带和西南次海盆残留扩张脊附近。
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图 1 IODP349航次站位和南海热流站位分布Figure 1. Distribution of IODP349 sites and heat flow sites in the South China Sea南海的地热调查可以回溯到20世纪70年代，据不完全统计[7, 8]，南海海域到目前为止已经积累了超过1 000个热流数据，然而之前南海地热调查研究以资源勘探服务为主，如图 1显示，之前热流测站主要分布在南北两侧大陆架的石油勘探区[3, 8]，对于南海东部次海盆北部边缘的深水地区，也只是20世纪80年代中美合作第一阶段获得的3条热流剖面[9, 10]、ODP第184航次在南海北部下陆坡深水区和南沙群岛南薇盆地得到了5个钻孔热流数据[11]，以及Shyu等[12]、徐行等[13]和李亚敏等[14]在比较深的地区做过地热流测量。另外对于东部次海盆和西南次海盆深水区附近，地热调查更少，目前有中美合作第二阶段在西南海盆做过热流调查[9]，黄磊等[15]在南海中央海盆区统计了70个热流值(未公开)。近年来一部分学者[16-18]利用天然气水合物勘探中揭示的似海底反射面(Bottom Simulating Reflector, BSR)来计算海底热流，为南海的深水区提供新的热流数据来源，但是由于不同学者在BSR层位的认识上存在不同差异，导致计算的BSR热流还存在一定的争议[17, 18]。近年广州海洋地质调查局徐行等[3]回顾了近40年来南海地热流测量和研究成果，认识到南海深水区地热流测量力度远远不够，并强调加强深水区域的研究。因此本文给出IODP349航次钻井的温度测井信息、实验室热导率测量方法介绍以及热流资料整理结果，可以增加南海深水区地热特征的认识，对于研究南海海盆的热状态和热结构以及地球动力学研究具有一定的意义。
1. 数据采集
热流密度(简称热流)定义为单位时间沿地壳深部垂直向上通过单位地球表面面积向外发散的热量。根据傅里叶定律，海底热流可以等于海底表层沉积物的地温梯度和相应沉积物热导率的乘积，故海底地热流测量需要获取海底表层沉积物的地温梯度和热导率两个参数。其中地温梯度的测量相对比较简单，只需获取海底沉积物不同深度处的环境温度即可获得，现在的探测技术也比较成熟[1, 3]，热导率的测量是海底地热流测量中的关键，对于热导率可取样后回实验室测量，也可采用海底原位测量技术进行测量。而对于本航次中则是使用APCT-3 (Advanced Piston Corer Temperature-3)分别对U1431第四个孔(U1431D)，U1432第三个孔(U1432C)和U1433第一个孔(U1433A)井下温度测量，样品热导率是在实验室内用TK04型热导仪进行测量。
1.1 温度数据
航次中地层原位温度的测量仪器为APCT-3，目前已经是第三代版本，它是一个带有测温功能的活塞取样器，也是IODP测井的专用工具。它的优点是测温速度快并可以在测温之后马上采样，但是它的缺点是只能在海底表层中软质沉积层中使用，而且它也不能原位测量热导率。仪器元件组成主要有微型电子感温记录仪(电池供电)、探针(热敏电阻)(图 2)，内部含有具有集成实时时钟的8位微控制器和16位模拟—数字转换器。其中记录仪自带电池供电可以无线记录数据，而且存储时间最高可达20个小时(航次中采样时间间隔为1秒)，探针最佳测量范围-5~55℃，测量精度为±0.01℃，分辨率为1mK。
温度测量主要有以下几个步骤：(1)航次开始前，需要检查各项元件是否正常工作，制定计划提前选好测温目标；(2)开始钻取目标岩心前，装上APCT-3；(3)APCT-3下水之后直接伸到海底表面，并在到达钻孔之前停下，静止于海底表面约5~10min，目的是使其与海底表面海水达到热平衡，以此来记录海底表面温度；(4)APCT-3继续下放至目标钻孔，到达地层后取心壁在液压作用下插入地层，由于摩擦生热温度瞬间上升，完全插入之后，APCT-3需保持不受扰动大约10min，探针将记录到因摩擦升温后温度回复平衡的过程，用来解算地层原位温度；(5)封闭取样器底部并回收APCT-3和样品，读取记录仪数据，回收并保存好钻孔岩心样品。
图 3为该航次测量得到的3个钻孔(U1431D、U1432C和U1433A)共12条测量结果曲线。对于APCT-3测量的数据，一般每次成功测量之后都可以获得稳定阶段和摩擦阶段的温度-时间记录(图 3)，稳定阶段指APCT-3到达海底表面并保持静止的时间段，记录的是探针与海底表面海水达到热平衡过程温度随时间的变化。摩擦阶段指从探针下插到回收APCT-3前的时间段, 记录的是下插时因摩擦生热引起的温度增高及随后的热平衡过程温度随时间的变化。
1.2 热导率数据
钻探样品取上来之后，在船上实验室利用TK04型热导仪对样品热导率进行测量。测量仪器是德国TeKa公司研制的TK04型热导仪，该仪器的主要组成有TK04型热导率测量仪、用于软质沉积物的标准针状探针(VLQ)、用于硬岩样品的标准接触式探针(HLQ)和PC(RS-232接口)以及电缆组(USB转串口转换器，连接电缆，电力电缆)，其中接触式探针(HLQ)被安置于表面具有低热导率的环氧树脂块中(图 4)。
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图 4 TK04热导率测量仪(左)及VLQ探针和HLQ探针(右) (图片来源：http://www.te-ka.de/index.php/en/thermal-conductivity)Figure 4. Thermal Conductivity Meter TK04(left), VLQ probe and HLQ probe(right) (Picture Source:http://www.te-ka.de/index.php/en/thermal-conductivity)使用TK04型热导仪可以不需要对其进行校准，但是在测量前需要对标准样进行测量以检验仪器是否工作正常。标准样测量通过后(测量结果在容许的误差范围之内)，即可进行样品热导率的测量。对于软质沉积物，采用全空间测量方法，在样品管上钻直径大约2mm的孔，最好刚穿过样品管壁，接着将VLQ探针沿着孔插入样品。当然为了避免实验室内气流的干扰，需要将样品放置在恒温箱中进行测量。对于坚硬的岩心样品，采用半空间测量方法，将样品沿着轴线分成两份，将待测样品放在恒温海水中水浴(4~12h)，直至测量样品温度平衡且含水饱和，接着将接触式探针(HLQ)与样品保持接触并一起放在恒温海水中水浴至少15min以达到热平衡状态，接通电源探针温度增加并记录下温度随时间的变化曲线(记录时间一般80s)。通常在软质沉积物中使用1.7W/m2的加热功率，三次重复测量，对于坚硬的岩心样品加热功率一般为1.9W/ m2，3—6次重复测量，最后的热导率取其平均值。
广州海洋地质调查局在开展南海海底地热流测量中，在实验室内使用相同的方法对软质沉积物开展了热导率测量工作[13, 19]，这与航次中软质沉积物热导率测量过程基本类似，其中详细的介绍了TK04型热导仪的主要技术参数和软质沉积物热导率测量原理以及测量过程，因此本文补充了两种探针的技术指标(表 1)。
表 1 标准针状探针(VLQ)和标准接触式探针(HLQ)的技术指标Table 1. Specifications of standard needle probe(VLQ) and standard contact probe(HLQ)名称 标准针状探针(VLQ) 标准接触式探针(HLQ) 测量方法 全空间/实验室 半空间/实验室 外形尺寸 长70mm，直径2mm 高30mm，直径88mm 测量范围 0.1~10 W/(m·K) 0.3~l0 W/(m·K) 精度 ±2% ±2% 单次测量时间 80s 80s 最小测量样品 长75mm，直径30mm 高15mm，直径80mm 2. 数据处理
2.1 地温梯度的计算
测量结果曲线有效部分可以分为稳定阶段和摩擦阶段，利用这两个阶段的温度-时间记录我们可以计算出各钻孔海底表面和不同深度的原位地层温度, 继而可以获得原位地温梯度。
稳定阶段，可以将APCT-3停留海底时测量的比较平稳的最低温度用来作为海底表面温度，原因是它是可以进行多次测量的并且海底表层温度一般在海底温度剖面上是最低的。摩擦阶段，由于时间有限并不能保证探针可以和周围环境达到热平衡状态，故记录到的温度还不能代表环境温度，因此这里采用的是平衡温度外推法[20, 21]，该方法的基本假设是将探针理想化为半径为a的无限长柱体，它在环境温度为Ta的情况下初始温度为T0时的沉积物中的热衰减公式：
$$ T\left( t \right) = \frac{Q}{{4{\rm{ \mathsf{ π} }}\lambda }}\cdot\frac{1}{t}{\rm{ }} + {T_{\rm{a}}} $$ (1) 其中，Q为摩擦生热量(J/m)，λ为热导率W/(m·K)，t为从有效插入时刻开始计时的时间(s)，Ta为沉积物平衡温度。
根据公式可知当记录时间足够长时，温度T (t)(单位℃)与时间t (单位s)的倒数为线性关系[22]，Pfender和Villinger依据这一关系建议利用探针拔出前100s的温度数据进行T(t)-1/t线性回归[21]，当时间t外推到无穷大即1/t趋近于零时对应的温度即为所求的钻孔原位地层温度，根据算法可以得到钻孔温度(表 3)，接着对各深度点的环境温度进行线性拟合。图 5给出了3个钻孔(U1434和U1435未测温)的地温梯度，线性拟合结果R2都在0.96之上，说明回归方程对样本数据的拟合程度很好，其中U1431D地温梯度整体较低且在60m左右发生倒转, 60m之上地温梯度为44.8℃/km，60m之下变为-10.8℃/km，U1432C和U1433A地温梯度较高, 分别为91.6和82.4℃/km。
表 3 U1432C钻孔热流测量数据对比Table 3. Comparing of heat flow results from Hole U1432C![]()
图 5 3个站位的沉积物温度与地温梯度曲线Figure 5. Temperatures and geothermal gradient curve of the sediment in hole U1431D (left), U1432C (middle) and U1433A (right)2.2 解算热导率
TK04型热导仪测量方法有全空间法和半空间法，对应的原理分别是全空间中无限长线热源衰减理论和半空间中无限长线热源衰减理论。前者是假定探针为理想导体，探针附近待测沉积物为各向同性，探针与待测沉积物间无接触热阻，且加热前两者近似达到热平衡。在此假设下，理想导体探针在恒定功率持续加热后的温度与加热时间的自然对数呈现线性关系[23]：
$$ T\left( t \right) = \frac{q}{{4{\rm{ \mathsf{ π} }}\lambda }}\cdot\ln (t) + C $$ (2) 其中T为温度(K)，q为针状探针单位时间内单位长度的生热量(J/(m·s)，λ为样品热导率(W/(m·K)，t为加热开始后的时间(s)，C为常数。而半空间中无限长线热源衰减理论与上述假设类似，由于热传导空间减少了一半，温度计算公式的加热功率变为针状探针的两倍，其余不变。
接着利用最小二乘法对T(t)-ln(t)进行线性拟合，通过拟合直线的斜率，就可以得到沉积物热导率，但需要特别注意数据段的选用。探针在加热初期，产生的热量主要在探针的内部进行传导，并没有传到探针周围的沉积物中，探针本身热物性决定了该数据段温升曲线的特性，不符合假设。而且当加热时间过长时，产生的热量传导沉积物边界之后，将会有比较明显的边界效应，发生热传导的反射或折射现象。因此，在处理持续加热所获得的T(t)-ln(t)数据时，需要选取能真正反映沉积物热物性的温升数据段。这里采用一种特殊近似算法(special approximation method，SAM)[22]，该方法设置了判断标准LET，可以自动优选计算热导率的数据段(LET最大)，以提高样品热导率测量的精度。
上述过程得到的热导率是在实验室环境下得到的。之前实验表明，沉积物热导率和含水量、温度、压力相关[24]，实验室测量条件与海底温压环境明显不同，因此实验室得到的热导率还需经过温度、压力以及含水量的校正，才能反映沉积物在原位环境下的导热性质。样品采集后，立即进行密封并及时完成测量，避免了水分的丢失，故含水量未进行校正，而对于海底表层沉积物热导率的温压校正通常可采用Hyndman等[24]提出的经验公式：
$$ {\lambda _{P, T}}\left( z \right) = {\lambda _{{\rm{lab}}}}[\frac{{1 + {Z_{\rm{w}}} + \rho Z}}{{1829 \times 100}} + \frac{{T\left( z \right){\rm{ - }}{T_{{\rm{lab}}}}}}{{4 \times 100}}] $$ (3) 式中λP, T (z)为海底以下z深度处的原位热导率(W/(m·K)，λlab为实验测量得到的热导率(W/m·K)，Zw为水深(m)，ρ为沉积物平均密度(g/cm3)，一般取1.8g/cm3，T(z)和Tlab分别为原位温度和实验室环境温度，该公式是依据Ratcliffe[25]的研究成果建立的，适用于温度范围5~25℃。航次对5个站位的岩心共测量了744次，除去测量异常情况，得到了229个岩心热导率值[7]。但是由于钻井很深，站位又在高热流区[7, 8]，深部沉积物温度可能超过经验公式的温度范围，而且海底表面热流的计算也不需要深部沉积物热导率[23]，因此本文只对浅层沉积物样品(深度在120m之上)的热导率进行温压校正，经过温压校正后热导率要比校正前平均低约2%，图 6给出了4个站位(U1434站位未在浅层取样)浅层样品校正后热导率随深度变化的关系。
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图 6 4个站位浅层(深度小于120m)样品热导率随深度变化图像Figure 6. Variations of thermal conductivity vs. depth at the four sites(Depth less than 120m)2.3 海底热流计算
钻站的地热流值的计算一般采用Bullard方法[23]。该方法假设不同深度处沉积物温度T和热阻Ω满足线性关系：
$$ T(z) = {T_0} + q\cdot\mathit{\Omega }(z) $$ (4) 其中，z为深度(m)，T0为深度为z0处的温度(K)，若z0为0，T0为海底温度，q为热流(mW/m2)，Ω为热阻(K·m2/w)，表示为
$$ \mathit{\Omega }(z) = \int_{{z_0}}^z {\frac{1}{{\lambda (z)}}{\rm{d}}z \approx \sum\limits_{i = 1}^I {({z_i} - {z_{i - 1}})/{\lambda _i}} } $$ (5) 其中zi-1和zi分别为热导率为λi的深度段的顶底深度。I为深度z0到深度z间的深度段数目。对不同深度点的T和Ω进行线性回归，所得到的斜率就是钻孔的海底热流值，因此U1431D、U1432C和U1433A三个钻孔的热流计算结果分别为24±8、105±3和89±2 mW/m2。
3. 结果与讨论
根据上述数据处理过程, 本文处理了3个站位的温度-时间数据并得到4个站位浅层样品热导率随深度变化的关系，得到相应的热流结果(表 2)。
表 2 IODP349航次钻孔热流数据Table 2. Heat flow data from holes of IODP Expedition 349站位 经度(E) 纬度(N) 水深/m 计算深度/mbsf 地温梯度/℃/km 平均热导率/W/(m·K) 热流/mW/m2 U1431D 117.00 ° 15.38° 4240.46 60.2 44.8 1.06 24±8 U1432C 116.39° 18.35° 3829.04 60.2~117.2
100.5-10.9
91.61.32
1.10105±3 U1433A 115.05° 12.92° 4379.35 122.9 82.4 1.09 89±2 从图 6中可以发现本航次4个站位(U1431、U1432、U1433和U1435)热导率变化范围为0.8~2.2W/(m·K)，U1435站位有个别样品超过2W/(m·K)，4个站位平均热导率分别为1.13、1.10、1.09和1.58W/(m·K)，与典型的海洋沉积物相似。结合岩石地层恢复的结果[6]，U1431站位浅层沉积物主要以更新世黏土为主含有较多火山灰，在50m以上以黏土层和泥层互层为主，深度50~65m为粉砂层，其下至120m处沉积物主要以黏土为主，U1432和U1433站位浅层沉积物成分较为单一, 以更新世的黏土为主, 其中有少量泥夹层和少量火山灰，U1435以75m分界上下层分别以渐新世黏土和粉砂沉积为主，对应图 6可以发现U1431站位热导率在50m以上有比较小的波动，并在50~80m之间和U1435站位热导率在75m以下增大至2W/(m·K)左右，其余地方以黏土为主，热导率变化不大，为1W/(m·K)左右，表明了沉积物成分对热导率的影响。另外从总体上看，4个站位在相同沉积成分处热导率相近，但随深度有小幅增加的趋势，与沉积物压实作用有关，它是指沉积物沉积之后在其上覆水层和沉积层的重荷作用下, 或在构造形变的作用下, 沉积物发生水分排出、孔隙度降低、体积缩小的作用。
从图 1中可以发现，靠近U1431D孔的热流实测站位非常稀少，靠近U1432C孔的热流实测站位有中美合作第一阶段中部剖面南段[9, 10]和ODP第184航次的1148A孔[11]，另外U1433A靠近中美合作第二阶段调查的西南海盆热流剖面中段[9]，通过将两钻孔结果与这些之前实测数据进行对比(表 3和表 4)，可以看出本文得到的两个钻孔的地温梯度、热导率和热流值都与前人结果相当，表明附近区域确实具有较高的热流。另外黄磊等[15]在南海中央海盆收集了70个热流测站数据并绘制了南海中央海盆热流等值线图，表明了两个站位附近区域热流可以达到80 mW/m2以上。近年来，许鹤华等[26]、施小斌等[27]和张健等[28]以构造热模拟和数值模拟手段分别研究了中央次海盆、南海北部陆缘区和西南次海盆，研究表明南海中央海盆区域热流较高，属于高热流区。本文计算得到的结果中，除了靠近U1431D孔的热流实测站位非常稀少未能比较之外，其他两个站位U1432C和U1433A的热流值较高，与前人热流结果相当，符合高热流区的特征，表明了结果的可靠性。
表 4 U1433A钻孔热流测量数据对比Table 4. Comparison of heat flow results from Hole U1433AU1433A 中美合作西南海盆剖面中段* 地温梯度/(℃/km) 82.4 — 浅层热导率/W/(m·K) 1.02~1.14 — 热流/mW·m-2 89±2 70~109(平均89) 注：*比较时选取与U1433A钻孔邻近的测站并舍去2个低异常值点共7个测站数据[9]。 但是U1431D的热流远小于前人认识[7, 8, 26]，而且地温梯度发生倒转(图 5)。如果把这种热流异常现象仅仅归结于钻孔地形或沉积物等环境因素是难以解释的。李学伦[29]认为海底地壳中的地热水对流理论可以合理地解释热流分布异常现象，热液循环可以认为是热液由下渗的冷海水经过海底下的岩石与流体相互作用，被加热、改造后形成的，热液可以沿通道(由断裂和裂隙构成)上升喷出海底，即从冷海水下渗到热液流体喷出，构成了热液循环过程。最近几年来，施小斌等[30]提出流体循环需要有补给区、排泄区和压力差(水头)或者热浮力驱动。高耸于南海海盆中的海山，对于流体循环来说是很好的排泄区和补给区，另外Fisher等[31]在东北太平洋胡安德富卡扩张脊附近观察到的两个相距50km的洋壳出露区, 其中Baby Baer充当排泄区，而Girzly Baer则充当补给区，并发现在靠近排泄区热流增大, 而靠近补给区热流降低。由邻近地震剖面[6]可以知道U1431位于两海山之间的小沉积盆地中，附近区域可能发生流体循环，而钻孔某一位置可能靠近热液活动的补给区通道，处于水热循环的下降流附近，从而发生了地温梯度倒转并导致热流值很低。
4. 结论
(1) 4个站位(U1431、U1432、U1433和U1435)的浅层沉积物样品热导率变化范围为0.8~2.2W/(m·K)，平均热导率分别为1.13、1.10、1.09和1.58 W/(m·K)，结合岩石地层恢复的结果，可以发现粉砂层附近热导率较高，约为2W/(m·K)，而以黏土沉积为主的热导率较低，约为1W/(m·K)，表明了沉积物成分对热导率的影响，另外热导率有随深度小幅增加的趋势。这与沉积物压实作用有关。
(2) 航次地热调查中的3个站位(U1431、U1432和U1433)分别位于中央次海盆中部残余扩张脊附近、东部次海盆北部边缘靠近南海北部洋陆过渡带和西南次海盆东北部残留扩张脊附近，采用Bullard方法计算U1431D、U1432C和U1433A三个钻孔热流值分别为24±8、105±3和89±2mW/m2，后两个钻孔通过与其他邻近实测热流数据进行对比，可以发现本文得到的U1432C和U1433A两个钻孔热流值与前人实测结果相当，表明了结果的可靠性。
(3) 对于位于南海东部次海盆残余扩张脊附近的U1431D孔热流值出现低异常的情况，其原因可能是U1431D孔位于两海山之间的小沉积盆地中，钻孔可能靠近热液活动补给区，处于水热循环的下降流附近，从而发生地温梯度倒转和热流低异常的现象。
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