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图7.1。罗斯海地区的地理学、冰川学和测深学。以米为单位的水深测量。

占主导地位的冰川的特性在罗斯海是罗斯冰架(图7.1)。它是冰的终点，排水面积约2.3 x 106km2，其流域包括南极东部和西部冰盖(图7.1)。

从南极洲东部流入罗斯海的冰必须经过或穿过南极横贯山脉，并被迅速引导进入流动的冰流。其中最大的是大卫冰川，它目前从海岸延伸约70公里，成为一个巨大的冰舌，Drygalski冰舌(图7.1)。大卫冰川是罗斯海最大的冰川出口。在大多数情况下，该地区的冰盖都淹没在横贯南极山脉的后面。流入罗斯海的水主要来自大型山谷冰川。其中最大的冰川包括塔克冰川、Borchgrevink冰川、Mariner冰川、Aviator冰川、Campbell冰川、Priestley冰川和Reeves冰川(图7.1)。

由于它们的流域和河道特征要小得多，这些冰川流以比大卫冰川更慢的速度流入罗斯海因此它们形成了更小的冰舌。像Borchgrevink、Mariner和Aviator这样的冰舌，受到罗斯海西北部常年海冰的保护，不受海浪侵蚀。

南部的干谷时，南极东部冰盖流入并成为罗斯冰架的一部分(图7.1)。罗斯冰架是世界上最大的冰架(总表面积约为5.4 x 10s km2)。它的接地线位于离崩解线约960公里的内陆。它是罗斯海地区平均最大的冰山，其陡峭的冰解墙占据了南极海岸线的大约10%。从罗斯冰架崩解出来的最大冰山与罗斯海西北部的冰舌一样大或更大，其吃水超过200米，尽管较浅的吃水可能更常见。然而，一些从冰舌中崩解出来的厚冰山，其吃水约为300米(Keys，本卷)。

东侧的爱德华七世国王半岛，巨大的冰川出口从崇山峻岭流下玛丽·伯德地汇聚形成苏兹伯格冰架(图7.1)。它比罗斯冰架小得多(1.6平方公里)，它的冰解墙只有6-10米高，而罗斯冰架的冰解墙有20-50米高。因此，从苏兹伯格冰架上崩解出来的冰山吃水要浅得多，大概在40到60米左右。

Stetson和Upson(1937)、Chriss和Frakes(1972)、Glasby等人(1975)、Anderson等人(1980,1984b)、Barrett等人(1983)、Dunbar等人(1985,1989)、Kellogg和Kellogg(1988)、Leventer和Dunbar(1988)、Anderson和Smith(1989)、Karl(1989)和Harwood等人(1989)对罗斯海区域的表层沉积物进行了详细研究。来自罗斯海大陆架的活塞式岩芯通常终止于粘性沉积物中，被认为是基底岩(冰下沉积的产物)。这种解释是基于这样一个事实:这些沉积物的特征是高粘结强度，缺乏分选，缺乏分层，没有海洋化石(除了经过改造的化石)，相对于在海底发现的鹅卵石是圆形的冰川海洋沉积物，以及个别单元内的结构和矿物学同质性。Kellogg et al.(1979)和Anderson et al. (1980, 1984b)对此进行了更详细的描述冰川沉积物．

底耕区几乎延伸到大陆架边缘。这表明，冰原曾一度搁浅在大部分大陆架上。事实上，对罗斯海基岩的矿物学和卵石岩性的详细分析表明，大陆架上确实存在不同的岩相省，这些省已被用于重建罗斯海地区海洋冰盖的威斯康星晚期(公元前18,000年)冰川排水制度(Anderson等人，1984b)。这些数据支持Denton和Hughes(1981)的古排水模型，该模型要求冰原在此时搁浅在大陆架边缘。

冰川海洋沉积物中含有大量由浮冰(冰架、冰舌或冰山)沉积而成的物质。这种冰筏碎片与远洋和陆源沉积物的混合物有关。这些不同成分浓度的变化反映了冰川、生物和海洋过程的相对影响(Chriss和Frakes, 1972年;巴雷特,1975;Anderson等人，1980)。图7.2显示了罗斯海的表层沉积物分布图。

冰川搬运到海岸的沉积物的实际命运仍然是个问题。我们所知道的是冰筏碎片在表层沉积物中的浓度大陆架是大陆架断裂高度可变，并向海方向显著减小(Anderson等，1979,1984a)。冰川学家之间有一个共识，即冰架(和冰舌)的基础层在到达冰山产生的冰解线之前就已经融化了(Robin, 1979;托马斯,1979;德鲁里和库珀，1981;德鲁里的,1986)。这一结论主要基于理论考虑，但也得到了物理海洋学观测的支持，这些观测表明罗斯冰架底部存在净融化(Jacobs等人，1979年)，而且在罗斯冰架上钻的洞中没有基底碎片区(Drewry和Cooper, 1981年)。此外，罗斯冰架崩解线附近收集的表面沉积物只含有少量的冰筏碎片(Dunbar et al.， 1985)。

最基冰川碎片可能在冰架和冰川舌的接地线附近融化(德鲁里和库珀，1981;Drewey, 1986)。残遗的沉积物由基底碎屑层融化形成的冰川被认为在整个罗斯海地区都存在(Anderson等人，1984b)，以这种方式沉积的现代沉积物已经从罗斯海西南角的麦凯冰川舌下取样(Macpherson, 1988,1987)。它们与基粒相似，未分选到分选很差，一般块状，下核结构和矿物学均质性较好。它们与基仓的不同之处在于它们不是过度压实的，而且它们经常含有海洋化石。

南极大陆架的现代冰川海洋沉积物由两组不同的沉积物组成。第一组包括细粒沉积物，由陆源淤泥、粘土和远洋物质(主要是硅藻锥)的混合物组成，以及相关的冰筏碎片。这些沉积物被Anderson et al.(1980)称为“复合冰川海洋沉积物”，因为它们代表了洋流沉积、远洋沉积和冰漂流的组合低能量的(克里斯和弗雷克斯，1972)。在海岸附近，风成物质可能是表面沉积物的重要组成部分(Barrett et al.， 1983)。这些沉积物中冰筏碎片的比例差异很大，但主要集中在受出口冰川和冰流约束的近岸地区，如罗斯海最西端、Pennell海岸外和Marie Byrd陆地海岸外(Anderson等人，1984a)。肮脏的冰山和冰川冰表明，含有冰舌层的碎片并不总是在到达冰解区之前融化掉。通讯)。在十几次探险中南极地区在美国，我曾在大陆架上观察到许多沉积物丰富的冰山，但大多数都在离大陆几十公里的范围内，很少出现在开阔的海洋中。

第二组冰川海洋沉积物是由沙子和砾石与不同数量的钙质、生物碎屑沙子和砾石(主要是有孔虫测试和苔藓动物、藤壶、软体动物、珊瑚和棘皮动物的碎片)的分选不良的混合物组成。这些沉积物反映了在洋流足够强大的地区漂流的冰，无论是通过水柱沉降还是通过底部侵蚀和再悬浮(Chriss和Frakes, 1972;Anderson等人，1980,1984a)。因此，Anderson等人(1980)将其命名为。残留的冰川海洋沉积物。残留的冰川海洋沉积物出现在外大陆架(图7.2)，在那里撞击深海洋流是有影响的沉积因素(Anderson和Smith, 1989)，在相对较浅(< 300米)的河岸和内大陆架地区，风力驱动的洋流会影响沉积(Anderson等人，1984a)。残留的冰川海洋沉积物通常与相对分选良好的沙子有关，它们是底部洋流运输的产物。这些沉积物表明，相对强大的洋流活跃到300米深(Anderson和Smith, 1989)。

也许南极大陆架现代表面沉积物最有趣的方面之一是，冰筏碎片通常是这些沉积物的一小部分，当然相对于古代大陆架沉积物而言。事实上，陆架上普遍存在由10%至40%生物成因二氧化硅(主要是硅藻锥孔)和不到10%的冰筏碎屑组成的硅质泥浆和软泥，是陆架盆地的主要沉积物类型(图7.2)。在罗斯海西部，这些硅质沉积物的堆积速率高达2.5 mm/yr，该地区生物成因的二氧化硅堆积与低纬度上升流环境相当(Ledford-Hoffman et al.， 1986)。总体而言，罗斯海陆架表面沉积物中生物源二氧化硅含量从东向西和沿海岸方向增加(Truesdale和Kellogg, 1979;邓巴等人，1985)。硅质泥浆和软泥一直向南延伸至麦克默多海峡(图7.2)。这种分布模式归因于罗斯海西部的生产力较高，可能是由于那里的海冰覆盖较少(Truesdale和Kellogg, 1979;Anderson等人，1984b)，以及洋流对细粒沉积物的再分配(Dunbar等人，1985)。硅质沉积物也集中在冰川槽彭内尔海岸(图7.2)。它们的出现是由于洋流将细粒沉积物从大陆架较浅的部分扫进这些小盆地(Anderson等人;1984年)。

在罗斯海东部的内大陆架和苏兹伯格湾地区，没问题

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•样本位置

图7.2。罗斯海区域表层沉积物分布图。CGM =细粒基质的冰川海相沉积物，RGM =粗粒基质的冰川海相沉积物，SiM =硅质泥，SiO =硅质软泥，S =砂，G =砾石，Z =粉砂，C =粘土，d =硅藻，Z =粉质，C =粘土，S =砂质，m =泥质。点表示样本位置。

•样本位置

图7.2。罗斯海区域表层沉积物分布图。CGM =细粒基质的冰川海相沉积物，RGM =粗粒基质的冰川海相沉积物，SiM =硅质泥，SiO =硅质软泥，S =砂，G =砾石，Z =粉砂，C =粘土，d =硅藻，Z =粉质，C =粘土，S =砂质，m =泥质。点表示样本位置。

颗粒状沉积物(粘土粉砂)与非常少的生物和冰筏物质(各< 10%)正在积累(图7.2)。这些细粒沉积物是由于在缺乏重要生物沉积物输入的情况下，洋流对悬浮物质的重新分配造成的(Dunbar et al.， 1985)。Nittrouer等人(1984)认为，今天在罗斯海海底积累的陆源沉积物的体积与具有主要河流扩散系统的大陆架相当。

综上所述，罗斯海表层沉积物的分布格局表明，只有在毗邻出口冰川和冰流的近岸地区，浮冰才是海洋沉积物的重要贡献者。冰筏碎片是罗斯冰架冰解墙附近收集的沉积物的一小部分。细粒沉积物由陆源物质和硅质生物物质组成。这些细粒沉积物被从外大陆架冲到内大陆架盆地，在那里它们迅速堆积。浅滩被粗粒残留沉积物覆盖，主要由生物碎屑(碳酸盐)物质组成。这些沉积物表明，在大约300米以上的深度，洋流相对较强。

对于太平洋南极边缘的其余部分的表面沉积物扩散模式知之甚少。唯一的其他详细工作是在南极半岛北端的布兰斯菲尔德海峡地区(Anderson等，1984a)和南极半岛东经66°W至70°W之间的玛格丽特湾(Kennedy, 1987)进行的。在这些地区，冰川海洋沉积物出现在大陆架的浅部，硅藻土泥和软泥出现在大陆架盆地和半岛的海湾和峡湾(Griffiths和Anderson, 1989)。与覆盖在罗斯海海底较浅部分的生物碎屑沉积物类似，它们还没有被取心。最近在南极半岛地区的峡湾和海湾进行的工作导致观察到，融水是沉积物流入海洋的一个重要因素南设得兰群岛(Anderson等，1987)。

大陆斜坡沉积

Anderson等人(1979)详细描述了南极大陆斜坡上的沉积作用。不幸的是，在太平洋的南极斜坡上只收集了少量沉积物岩芯，其中大部分是在罗斯海收集的。因此，描述沉积物是不可能的分布模式在斜坡上。然而，可以描述罗斯海大陆斜坡的沉积物类型及其过程。

罗斯海大陆斜坡以Iselin Bank为分界线分为两个不同的地理部分(图7.1)。Iselin Bank以东，坡度相对平缓(平均坡度为2°)，未被海底峡谷破坏。Iselin岸以西坡度较陡，上坡平均坡度为5°，下坡平均坡度为1.5°，被多条海底峡谷剖开(图7.3a)。

来自罗斯海西部大陆斜坡上部(深度约1000米)的表面沉积物样本由沙质、砾石泥和生物碎屑砂和砾石组成。底部照片从上坡也显示

图7.3。单通道(火花)地震剖面显示(a)位于Iselin Bank上大陆斜坡上的海底峡谷，以及(b)同样位于Iselin Bank外大陆斜坡上的大滑坡

图7.4。来自罗斯海西部大陆斜坡的底部照片显示(a)波浪沙(Eltanin摄影站2，水下1720米)，和(b)砾石滞后沉积物(Eltanin摄影站7，水下2040米)。

地表滞后沉积和电流波纹砂(图7.4)。因此罗斯海的上坡显然受到相对较强的影响底流(Dunbar et al.， 1985;安德森和史密斯，1989)。该地区的活塞岩心穿透了薄(< 1 m)的分级砂体。碎屑砂和生物碎屑碳酸盐砂均产于Iselin Bank附近。因此，浊流是罗斯海大陆斜坡这部分的重要因素。斜坡上的地震线显示很大衰退(图7.3b)，这是陡上坡泥沙运移的另一个重要机制。

在罗斯海东部大陆斜坡的上部只收集到两个活塞形岩心，这些岩心渗透到分选不良的砂质卵石泥中，没有显示出当前筛选的证据。因此，在该地区，海流似乎可以有效地筛走上坡的沉积物，但对下坡的沉积物则没有作用。在较低的东坡上收集的四个活塞芯穿透了未分选的沉积物(diamictons)和层状粉砂岩。这些diamictons和移位的有孔虫的沉积性质使Kurtz和Anderson(1979)得出结论，它们是泥石流，可能是在最近一次大地震期间被冲下山坡的冰川推进放到架子上。层状粉砂可能是由含沉积物的海底水流沉积而成。它们表明，在今天这个地区，底部水流比上部斜坡上的水流更缓慢。

深海沉积物分布模式

太平洋海底南极部分深海沉积物的分布模式已被一些工作者绘制和描述(Goodell, 1968,1973;Lisitzin、1962、1970;Nayudu), 1971;派珀等人，1985)。这些作者所生成的沉积物分布图与我自己对地表沉积物的检查结果相结合，形成了如图7.5所示的地表沉积物分布图。下面的讨论主要基于这张地图。

陆源粉砂和粘土占据了从南极大陆斜坡一直延伸到深海底部的广阔地带。这些半深海沉积物通常分选差，多态，包括层状和块状，经常是生物扰动单元。它们主要由碎屑石英组成，粘土矿物主要是结晶良好的绿泥石和伊利石(Goodell, 1973)。冰筏碎片、火山灰和锰铁微结节是这些沉积物的次要成分。

的近海也有陆源沉积物带秘鲁的-智利的边缘，但比南极洲的边缘窄得多。这在很大程度上是由于秘鲁-智利海沟的存在，该海沟捕获了从大陆向近海运输的大部分沉积物。向西，这些沉积物逐渐变成碳酸盐软泥。这些沉积物类型的分布受碳酸盐补偿深度(C.C.D.)的控制，在大约4500米以上出现钙质软泥，在该深度以下出现远洋粘土。作为了

在南美洲，陆源沙和粉砂几乎局限在大陆架和新西兰的斜坡上。除了位于新西兰东北边缘的上层粘土带外，这些陆源沉积物在近海变成了上层碳酸盐岩。

在南极洲周围的陆源淤泥和粘土带的北部，有一个广阔的硅质软泥带，主要由硅藻丘组成。硅质软泥带南界与地表水0℃等温线近似对应，北界与地表水0℃等温线近似对应南极辐合带(图7.5;Goodell, 1973)。在辐合带以北，出现一条较窄的硅藻-钙质混合软泥带(有孔虫软泥)。在混合软泥带的北部，有孔虫软泥覆盖在深海底部，深度约为4500米(C.C.D.) (Goodell, 1973;派珀等人，1985)。棕色的远洋粘土聚集在东南太平洋盆地和西南太平洋盆地位于c.c.d之下的那些部分。与南极洲和南美洲附近的陆源沉积物不同，这些远洋粘土几乎完全由粘土矿物、沸石和碎屑颗粒组成(Skornyakova和Petelin, 1967;Nayudu), 1971)。蒙脱石是主要的粘土矿物。这些沉积物中的主要沸石是辉石，按体积计算可能占沉积物的50%以上，辉石、斜长石和不透明石是主要的矿物颗粒(Nayudu, 1971)。这些远洋粘土也可能含有丰富的鱼骨(Nayudu, 1971)。 Hemipelagic clay and calcareous clay also occur in a broad belt west of the South American continent, within the deeper part of the Southeastern Pacific Basin.

深海沉积过程

许多因素促成了南太平洋深海海底表层沉积物的分布。其中包括来自大陆的细粒陆源沉积物的近海通量(洋流和浑浊流)、生物物质的表面生产力、生物沉积物在深处的溶解、洋流的再加工，以及在较小程度上的冰漂流和自生矿物的形成(Lisitzin, 1962年，1970年;Nayudu), 1971;Goodell, 1973)。

南极大陆正在产生大量的陆源淤泥和粘土，远远超过南太平洋的其他大陆。南极半岛地区海底表面沉积物的矿物学表明，该半岛是东南太平洋陆源沉积物的主要来源(Edwards, 1968)。该地区的次极地冰川海洋环境有利于冰川侵蚀和沉积物的运输，融水的出现是这种供应的主要贡献者。在大约65°S以南，存在极冰区，沉积物通过地表向海洋输送融水流几乎不存在。

同样值得注意的是，围绕南极大陆的陆源沉积物带在南极洲西部比在南极洲东部要宽得多(Goodell, 1973)。部分原因是流入南极西部边缘的巨大冰架有一个更大的冰川流域，因此

图7.5。南太平洋表层沉积物分布图。点表示样本位置。T =陆源粉砂粘土，Tz =砂质浊积岩，DO=硅藻软泥和泥，CO=钙质软泥和泥，PC=远洋粘土，La =砾石或砂质滞后沉积。以米为单位的水深测量。

一个更大的沉积物来源区域，而不是汇入南极东部边缘任何给定部分的冰川。例外的是Amery冰架和相邻的大陆边缘。此外，南极洲西部的冰川环境(湿基海洋冰原)比南极洲东部的干基陆地冰川环境更有利于沉积物的侵蚀和运输(Drewry, 1986)。南极洲周围的陆源沉积物带向海的范围也是这些沉积物被海洋过程向近海运输的效率的函数，这是一个我们了解相对较少的课题。然而，很明显，浊流在将陆源沉积物输送到南极洲附近的南太平洋海底的过程中发挥了重要作用，这种机制在今天可能仍然活跃(Wright et al.， 1985)。

的大陆斜坡阿蒙森海和别林豪森海的上升范围相当广泛，并被许多海底峡谷所解剖(Dangeard等人，1977年)。这些峡谷一直延伸到深海底部，是陆源沉积物进入深海的主要通道(Dangeard et al.， 1977)。浊流将陆源沉积物输送到海底深处的作用表现为深海的粉丝发生在别林斯高森大陆隆起和深海平原(Wright et al.， 1984)。两个大型海底扇，Charcot扇和Palmer扇，已经被绘制出来(Tucholke和Houtz, 1976;Dangeard等人，1977)。这些扇系在今天显然是不活跃的，因为浊积岩主要局限于峡谷(Wright et al.， 1984)。这些河道内的无组织砾石、分级砾石和砂芯由冰川纹状颗粒组成，包括各种矿物和岩石类型。Baegi(1985)最近的岩相学工作表明，这些沉积物的矿物组成因峡谷而异，这些数据表明，在先前的冰期高峰期间，当冰在陆架断裂处或附近搁浅时，冰川碎片直接输入到峡谷头部。从河道间地区收集的活塞岩心中含有细层状、极细砂、粉砂和粘土，可以解释为超岸沉积物。

一般来说，半深海沉积物在远离南极大陆的近海方向上变得更细。这只是反映了与这些沉积物来源的距离越来越远。这些沉积物的冰筏成分在远离南极大陆的地方急剧减少(Anderson et al.， 1979)，在南极辐合带以北的底部沉积物中几乎缺乏冰筏碎片(Goodell, 1973)。这是由于冰山受到位于大陆架近海的相对温暖(> 0°C)和波涛汹涌的表层海水的影响而加速衰减，以及冰山一旦遇到位于大陆架断裂处向海方向的绕极洋流，就倾向于平行于大陆漂移。

图7.5所示的硅质软泥带是地表生产力高的结果。它也标志着浑浊流搬运陆源沉积物的北部界限。硅质软泥和半深海沉积物之间的边界也大致对应于深海环流的一个主要分歧。在这一边界以南，深海流沿南极大陆边缘向西流动，而在这一边界以北，深海流更向东流动(Heezen and Hollister, 1971)。从南极大陆边缘向北移动的陆源沉积物可能受到向西流动的洋流的夹带，从而限制了它们向北的分布。在这一边界以北，硅质沉积物在最后下降到海底时被向东运输。

硅藻土软泥带的北部边界标志着底水的北部界限，底水在碳酸钙方面不饱和，在那里钙质生物沉积物掩盖了硅质沉积物(Lisitzin, 1970)。在南太平洋中部，这一边界大致对应于太平洋的位置大洋中脊，这阻碍了腐蚀性物质向北流动南极底水(Heezen and Hollister, 1971)。

Nayudu(1971)和Zemmels(1978)对南太平洋深海沉积物进行了详细的地球化学分析。纳尤都发现，那里的远洋粘土富含矿物和火山起源的元素。他还得出结论，硅藻和陆源沉积物的分布受到深海环流的影响，而陆源沉积物被生物成因阶段稀释是调节它们在海底浓度的主要因素。几项研究表明，在火山顶部可能存在热液起源的含金属沉积物Pacific-Antarctic脊(Zemmels, 1978;格拉斯比等人，1980年;Stoffers et al.， 1985)。

细粒沉积物一旦到达深海深处，它们的扩散部分可以从海底照片中推断出来。大量的海底照片，特别是东南太平洋盆地的照片，这是早期埃尔塔宁和康拉德游轮的结果。Goodell(1968)和Heezen和Hollister(1971)研究了这些海底水流的可见证据，他们的综合结果如图7.6所示。结果表明，东南太平洋海盆可划分为3个东西向带。在最靠近南极大陆边缘的深海底部拍摄的照片显示了弱海底洋流的证据(图7.7)。该区域大致对应于位于边缘北部的细粒陆源沉积物带(图7.5)。

在低能沉积带的北部，底部照片显示了强烈到中等程度的底部水流的证据，其形式是偏转的无梗生物、卵石和结核周围的冲刷、水流线条和波纹。几张照片是在海洋附近拍的骨折区域和大洋中脊显示暴露的基底岩石。这一底部冲刷区也对应着大面积的锰结核(图7.6)。该地区的底部样品还显示了波纹有孔虫砂和砾石滞后沉积物。来自该地区的表面沉积物样本显示，这两种沉积物类型都含有锰铁微结节和冰筏起源的锰包覆砂和砾石。在主要是沙子大小的沉积物中出现的大波纹和海底特征周围的冲刷意味着水流速度为每秒几十厘米(Goodell, 1973)。在其他地方，在C.C.D之下，这个冲刷带的特征是含有锰铁微结节和锰包裹的冰筏颗粒的硅质软泥。对南太平洋活塞岩心的磁地层分析表明，布伦内斯时代的沉积物较薄，在这部分深海底部局部缺乏(Goodell和Watkins, 1968)。

南太平洋冲刷带(图7.7)与东向输送有关

图7.6。显示南太平洋冲刷带分布、锰结核分布和推断的海底洋流信息的地图。滞后沉积物和波纹砂发生的区域显示为点状图案。虚线显示了锰结核覆盖的海底的外部界限(Piper et al.， 1986)。虚线表示南太平洋冲刷带的界限(来自Heezen和Hollister, 1971)。还显示了推断的底部电流方向和速度(从Heezen和Holister, 1971年)。

图7.6。显示南太平洋冲刷带分布、锰结核分布和推断的海底洋流信息的地图。滞后沉积物和波纹砂发生的区域显示为点状图案。虚线显示了锰结核覆盖的海底的外部界限(Piper et al.， 1986)。虚线表示南太平洋冲刷带的界限(来自Heezen和Hollister, 1971)。还显示了推断的底部电流方向和速度(从Heezen和Holister, 1971年)。

图7.7。横跨太平洋东南部的样带的底部照片和散射浊度仪剖面(数据来自Sullivan等人，1973年)。在南太平洋冲刷带北部有带迹的泥底，在冲刷带内有锰结核。南极洲附近泥泞的海底覆盖着冰筏石。除冲刷带北部外，底部浑浊层延伸至整个区域。浊度计数据用光度计/透射密度计记录。光密度转换为对数曝光使用由灵敏度计贴片构造的校准曲线。两条散射光带的对数曝光量取平均值，其中一条直接光带的对数曝光量从平均值中减去，得到E/ED。参见Sullivan等人(1973)，对用于获取和量化散射光比浊计测量的方法进行了进一步讨论。

图7.7。横跨太平洋东南部的样带的底部照片和散射浊度仪剖面(数据来自Sullivan等人，1973年)。在南太平洋冲刷带北部有带迹的泥底，在冲刷带内有锰结核。南极洲附近泥泞的海底覆盖着冰筏石。除冲刷带北部外，底部浑浊层延伸至整个区域。浊度计数据用光度计/透射密度计记录。光密度转换为对数曝光使用由灵敏度计贴片构造的校准曲线。两条散射光带的对数曝光量取平均值，其中一条直接光带的对数曝光量从平均值中减去，得到E/ED。参见Sullivan等人(1973)，对用于获取和量化散射光比浊计测量的方法进行了进一步讨论。

底部的水通过缝隙Pacific-Antarctic脊沿着深海平原的最深处，穿过德雷克海峡(Heezen and Hollister, 1971)。这个冲刷带的北部是一个带，底部照片反映了微弱的底部电流能量(图7.7)，细粒硅质软泥和远洋泥浆覆盖海底(图7.5)。

沿东南太平洋盆地东部边缘的南北样带收集的散射比浊仪剖面穿过南太平洋冲刷带(图7.7)。底部浑浊层与两个低能区相关联，而冲刷区北部无底部浑浊层。靠近南极大陆的云状层与向西的底流有关(图7.6)，可能由来自南极大陆的细粒陆源沉积物组成。在中心区域，底部星云状层较不广泛(图7.7)。这一区域与向东流动的海底洋流有关(图7.6)。北部有近底部的云状层，可能由来自南美大陆的沉积物组成，并与流向南方的底部洋流有关(图7.6)。

在R.V. Conrad Cruise 15号期间，沿着横跨南太平洋北部的样带收集了一系列的散射比浊仪剖面和底部照片(图7.8)。这些数据连同该区域的地表沉积物图，可用于说明横跨盆地的东西样带的一些重要沉积省和过程。该区域东北部(150°- 140°W之间)的海底被锰结核覆盖(图7.8)，该区域没有底部浑浊层。该样带穿过了位于138°W的玄武岩露头区域，它将锰结核田与相对无特征的海底(图7.8)分开，海底近底部有一个云状层(图7.8)。该地区沉积物为远洋粘土(图7.5)。在大约130°和90°W之间，海底覆盖着轨道和痕迹(图7.8)，底部沉积物由钙质粘土和软泥组成(图7.5)。岩石露头出现在横断面穿过大洋中脊的地方(图7.8)。在这个中部省份没有近底部的星云状层(图7.8)。在该区域东部距离底部约500米处有一个底部流云层东太平洋海盆，与钙质粘土与钙质软泥的边界大致重合(图7.5)。该星云层可能由来自南美大陆的陆源沉积物组成。

最近，Schmitz等人(1986)确定了西南太平洋盆地的沉积物积聚速率，并证明了南极底水(a.a.b.w)在那里侵蚀和沉积物集中的重要性。

锰铁存款

一些研究人员绘制了太平洋南极区海底锰结核的分布和丰度(Goodell, 1968, 1973;古德尔等人，1971年;Glasby, 1976;派珀，1985)。Goodell et al. (1971)， Glasby (1976b)和Meylan and Goodell(1976)报道了该地区结核的地球化学研究。

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